Resumo de Geologia Estrutural I Teoria e Prática

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~ Resumo de Estrutural I Teoria – Vitória Azevedo ~
· Domínio de deformação dúctil onde ocorrem as zonas de cisalhamento e o domínio de deformação rúptil, onde ocorrem as falhas.
· Estrutura primária ou estratificação são feições geométricas e texturas, sendo estruturas geradas durante a formação de rochas, tanto sedimentar, como ígnea (plutônica e vulcânica). Exemplo: estratificação cruzada, marca de onda, bioturbação, foliação de fluxo magmático, estratificação cruzada, acamamento ígneo, etc.
· Estrutura secundária feições geométricas e texturais, são estruturas desenvolvidas durante a deformação crustal, encontradas em rochas sedimentar, ígnea ou metamórfica. Exemplo dobras, falhas, foliação, clivagens e lineações.
· Estrutura primária sedimentar formam-se durante a sedimentação, seja por tração suspensão, floculação ou precipitação. Estruturas primárias indicam o topo estratigráfico (facing) de uma sucessão sedimentar/vulcânica, ou seja, indicam o sentido de juventude da sucessão (youngin). 
– Estratificação/acamamento sedimentar (SS de sedimentar surface ou S0 de superfícies estrutural inicial) pode ser identificado por diferenças de composição litológica, de granulometria, forma e orientação de grãos e de organização interna do empacotamento. A estratificação sedimentar geralmente tem uma feição marcante e de fácil observação quando vista a distância. 
· Marcas de onda só ocorrem no topo das camadas. São bons indicadores para o topo estratigráfico. São produtos de ambiente deposicional, devido suas caracterizações e orientações é possível reconstituir as condições paleoambientais da época de sedimentação. Logo, numa região constituída por sucessões sedimentares/vulcânicas. 
· Classificação de estruturas primarias sedimentares
Acamamento, forma externa:
1. Camadas com mesma espessura, ou quase; camadas lateralmente uniformes em espessura, camadas continuas. São camadas tabulares estendidas.
2. Camadas com espessuras diferentes: camadas lateralmente uniformes em espessura. São camadas contínuas.
3. Camadas desiguais em espessura; camadas lateralmente variáveis em espessura. São camadas descontínuas.
4. Camadas desiguais em espessura; camadas lateralmente variáveis em espessura; camadas descontinuas. São camadas lenticulares.
· Marcas em planos de acamamento e irregularidades
1. Na base das camadas
– Estrutura de carga (load casts)
– Estrutura de corrente como arrasto de clasto (scour marks e tool marks)
– Marcas orgânicas (icnofosséis, bioturbação hypichnia)
2. Dentro das camadas
– Lineação de partição (parting lineation)
– Marcas orgânicas (icnofosséis, bioturbação endichnia)
3. No topo das camadas
– Marcas de onda
– Marcas de erosão
– Buracos e pequenas impressões (marcas de chuva e bolhas)
– Gretas de ressecamento
– Marcas orgânicas (icnofosséis: bioturbação epichnia)
· Acamamento deformado por processos contemporâneos
1. Estruturas de cargas (estruturas bale and pillow, marcas de carga)
2. Acamamento convoluto
3. Estrutura de deslizamento (slump structures, dobras, falhas, brechas)
4. Estruturas de injeção (diques clásticos)
5. Estruturas orgânicas (furos, etc)
· Acamamento, organização interna e estruturas
Internamente o acamamento pode ser:
1. Maciço (sem estruturas) é o termo usado para acamamento sem estruturas internas. Em muitos casos quando observados em raios X ou microscópio eletrônico, muitas rochas sedimentares maciças são sutilmente laminadas.
2. Laminado (laminação horizontal; laminação/estratificação cruzada) é o termo usado para estratos com lâminas internas de espessuras menores que 1cm. Pode ser horizontal (planar e, ondulada) ou cruzada. Laminação é uma feição comum em pelitos, arenitos com laminação horizontal constituem os chamados flagstones ou arenitos finos laminados.
3. Gradado/Gradação: termo usado para camadas que mostram variações granulométricas da base para o topo. 
– A gradação normal é quando há diminuição da granulometria para o topo. Forma-se pela deposição de partículas durante o decaimento da velocidade da corrente que as transportava. 
– A gradação inversa é quando aumenta a granulometria para o topo da sucessão. É produzida pela deposição de partículas por fluxos de detritos (debris flow). Em sedimentação por corrente de turbidez, a gradação normal é uma característica marcante. Uma sucessão vertical ideal completa contém desde brecha de intraclastos até argilitos (hemi) pelágicos, acompanhados por estruturas primarias compatíveis. São chamadas de ciclos, intervalos ou unidade de Bouma. São ótimos marcadores para o topo estratigráfico, camadas reviradas/invertidas terão estas estruturas também fora de suas posições originais.
4. Imbricado e outros arranjos, internos orientados.
5. Estruturas de crescimento (estromatólitos, etc) pode exibir um acamamento de crescimento, produzido por precipitação rítmica ou por organismos como estromatólitos.
· Estratificação cruzada (cross bedding): são classificados em dois grandes conjuntos:
1. Cruzada planar com bases paralelas e bases inclinadas (tangencial na base).
2. Cruzadas acanaladas com bases paralelas e bases curvas. Cruzadas acanaladas quando observadas numa seção perpendicular ao da paleocorrente, recebem o nome de festoon ou estratificação cruzada acanalada festonada.
	
· Marcas de onda (ripple marks) são mini dunas com comprimento de onda, geralmente menores que 50cm e amplitudes que não excedem de 3cm. Acima dessas dimensões passam a ser chamadas de dunas ou sandwaves. A estrutura interna comum é a laminação cruzada, sendo produzida pela migração de mini dunas. Marcas de onda são divididas em duas categorias: 
– Marcas de ondas oscilatórias (oscillation ripple ou wave ripple) são produzidas por correntes bidirecionais que geram ondas simétricas. Em geral a orientação da crista da marca de onda é simétrica, sendo aproximadamente paralela à linha de costa. Portanto em rochas antigas as orientações dessas cristas refletem a orientação da panelinha da costa da época da sedimentação.
– Marcas de onda de corrente (current ripple) são produzidas por correntes unidirecionais que geram marcas de onda assimétricas. As orientações perpendiculares as cristas indicam a direção da corrente cujo sentido é o da assimetria.
Dunas, estratificações cruzadas e marcas de onda assimétricas são ótimas estruturas primárias na determinação de paleocorrentes, pois são formadas por correntes unidirecionais, bem como na determinação do topo estratigráfico.
· Estruturas deposicionais de areias, arenitos e dunas: estratificação cruzadas e marcas de onda. – São estruturas primárias que tem o mesmo mecanismo de formação – as partículas são transportadas por tração ou saltação, e encontrando uma barreira qualquer, constroem uma rampa ou ondulação assimétrica (ripple) na direção da corrente que podem se transformar numa duna eólica de dezenas de metros de altura ou numa marca de onda assimétrica centimétrica.
– Dunas quando são litificadas são chamadas de estratificação cruzada. Quando tem alturas (amplitudes) menores que 5cm são denominadas como marcas de onda. Conforme a escala da estrutura formada (comprimento de onda e amplitude) são chamadas de dunas (sandwaves), estratificação cruzada de grande, médio e pequeno porte e marcas de onda.
· Estruturas produzidas por erosão são valiosos indicadores de topo estratigráfico e direção de paleocorrente. São importantes feições primárias tanto para análise estrutural quanto paleográfica, bem como para uma visão de processos atuantes durante a acumulação. São divididos em 3 grandes categorias:
1. Marca de sola, na base de camadas de granulação mais grossa numa sucessão intercalada.
2. Pequenas estruturas, como as que ocorrem em superfícies sedimentares modernas ou na superfície de acamamento de estratos antigos exemplo marcas de chuva, rill marks.
3. Grandes estruturas normalmente reconhecidas em seções verticais de sedimentos antigos, exemplo canais submarinos/fluviais e marcas de escorregamento.
· Marcas de sola (sole mark) é um termo utilizado para um grupovariado de estruturas encontradas como moldes na base de camadas de granulação grossa, são geralmente arenito, mas também podendo ser calcário e conglomerado. 
– As marcas de sola resultam da erosão de sedimentos coesivos e de granulação fina (pelitos), pela passagem de um fluxo de sedimentos de granulação grossa e não coesivos (arenitos). 
– O sedimento fino erodido é levado em suspensão pela correte formando-se uma depressão preenchida por areia durante o processo deposicional. Posteriormente sofre soterramento e litificação, preservando a estrutura formada. 
– Estruturas observadas são impressões negativas de relevos produzidos pela erosão. 
– Marcas de sola são produtos de ambiente de sedimentação esporádica. Esse tipo de sedimentação é representado pelas correntes de turbidez, tanto que marcas de sola eram consideradas como diagnósticas para caracterização de sucessões turbidíticas, onde realmente são bastante comuns.
– Entretanto, depósitos de tempestade (ressaca) em ambientes do mar raso, de leque aluvial (sheet flood) em regiões semiáridas e de canais de rompimento em planície de inundação (revasse surges) todos eles têm condições de gerar marca de sola. 
– As marcas de sola são divididas em dois tipos, de acordo com a estrutura gerada: 
1. Escavação turbulenta (turbulent scour) é denominada de marcas de escavação e Preenchimento (scour marks).
2. Geradas por objetos movendo-se na corrente, as denominadas marcas de objetos (tool marks). Exemplos são aquelas que ocorrem em sucessões turbidíticas em planícies de inundação de rios e planícies de mare em zonas sismicamente inativas.
· Principais tipos de marcas de sola
	
Escavação e preenchimento (scour marks)
	Marcas de obstáculos (obstacle scour)
	
	
	Turboglifo (flute cast)
	
	
	Escavações transversais e longitudinais (transverse e longitudinal scours)
	
	
	Calha (gutter cast)
	
	
Marcas de objetos (tool marks)
	Contínua 
	Perfil brusco e irregular 
	Sulcos (grooves)
	
	
	Suave e crenulado 
	Chevron 
	
	Descontínua 
	Simples
	Marca de impacto (prod marks) e marca de ricochete (bounce marks)
	
	
	Repetida 
	Marca de saltação (skip marks) 
· Boudinage é o processo pela qual uma camada competente (mais resistente a deformação) se deforma, quando sofre estiramento paralelo ao aleitamento. 
– Numa sucessão de camadas competentes e incompetentes (menos resistente a deformação) intercaladas, submetidas à extensão paralela do acamamento, as camadas competentes são preferencialmente estiradas e adelgadas até atingir a ruptura, fraturando-se então. 
– A camada competente fragmenta-se em blocos isolados (boudings) pela camada incompetente que flui para as chamadas zonas de neck (pescoço), entre os fragmentos. 
– Boudinage é um processo tanto primário (deformação sin-deposicional) quanto secundário (deformação tectônica).
· Distúrbios que afetam várias camadas
1. Dobras de escorregamento (slump folding) são unidades sedimentares com dobras atribuídas a deformação por escorregamento, são comuns em sucessões interestratificadas onde predominam sedimentos pelíticos. Diferentemente de estratificações cruzadas dobradas, onde a deformação ocorre somente numa camada, a deformação gerada por escorregamento sin-sedimentar afeta várias camadas simultaneamente gerando dobras em escalas variadas, desde centimétricas a quilométricas.
2. Marca de onda se desenvolve no topo da camada, mede a direção da crista (que pode ser reta ou sinuosa) e sentido do fluxo. Pode ser:
2.1. Simétrica direção do movimento que ocorre o transporte. 
2.2. Assimétrica é possível ver o sentido que era.
3. Um plano inclinado significa que sofreu deformação, nunca ocorre plano inclinado de forma normal.
4. Acamamento convoluto material bem enxarcado, já depositado, quando formado podem deslizar gerando dobra. Mas não tem nada a ver com deformação tectônica.
5. Estrutura de carga sedimento, em que a carga de cima se move para a camada de baixo.
· Quando sofrem deformação as estruturas primárias são apagadas, a única que permanece é o acamamento sedimentar.
· Estruturas produzidas por deformação e distúrbio sedimentares qualquer sedimento pode ser perturbado após sua deposição, porém em areias e material de granulação mais fina, é onde os distúrbios são mais frequentes. Muitas estruturas deformacionais sin-sedimentares são valiosos indicadores de topo estratigráfico, além de contar sobre as condições dentro e na superfície dos sedimentos após a deposição.
· Feições visíveis na superfície de acamamento
1. Marcas de carga/sobrecarga (load casts) e estruturas de chama (flame structures) são feições que ocorrem comumente em sucessões de arenito-argilito intercalados (turbiditos) nas bases das camadas de arenito. 
– Sendo considerados como um tipo de marca de sola. Essas marcas formam lobos de vários tamanhos, sendo mais arredondados que irregulares, que se distribuem por toda a superfície da base da camada de arenito. 
– Os espaços entre os lobos arenosos são ocupados pelo argilito inferior, que é empurrado para dentro do arenito superior em formas de chama de fogo ou pluma. 
– Dessa forma, estruturas de chama são acompanhantes inevitáveis de marcas de carga. 
– Em alguns casos, os lobos desprendem-se da camada de arenito tornando-se bolotas isoladas ou pseudonódulos de arenito boiando em uma matriz argílitica. 
2. Gretas de ressecamento (desiccation mudcracks=gretas de dissecamento em argilas) são comuns em fundos de poças de d’água secas, lagos e playas, planícies de inundação de rios e áreas de intramaré e supramaré, onde ocorrem como fissuras abertas ou parcialmente preenchidas por outros sedimentos. 
– Gretas são formadas pela concentração de argilas de sedimentos lamosos durante o ressecamento, produzindo um campo de stress tensional e horizontal e isotrópico, que diminui a partir da superfície para o interior do sedimento. Formam desenhos poligonais, geralmente hexagonais, embora muitos sejam quadrados ou triângulos. Em planta, estão lado a lada e em corte vertical, afilam-se para o interior do sedimento.
– Em rochas ocorrem na superfície de acamamento de intercalações arenito-argilito e menos comum em sucessões carbonáticas de estratificação delgada. 
– Nas sucessões arenito-argilito, as gretas de ressecamento ocorrem no topo de camadas de argilitos e estão preenchidas por arenito. 
3. Gretas de sinérese (sub-aqueous shrinkage cracks ou gretas de concentração subaquáticas) ocorrem em sucessões de argilitos intercalados com arenitos e também em sedimentos carbonáticos ricos em argila, com acamamentos delgados. 
– Em planta, forma feições de relevo positivo (alto relevo) no topo de camadas lamosas e em seção vertical atravessam essas camadas afilando-se para seu interior. 
– Gretas de concentração subaquáticas resultam da expulsão da água intersticial contida em argilas originalmente bastante porosas, devido a uma reorganização produzida por floculação e/ou aumento de salinidade do meio. A esses processos dá-se o nome de sinérese, essas gretas podem ser confundidas com gretas de ressecamento, diques clásticos e mais comumente, com traços fosseis, particularmente em rochas pré-cambrianas. 
4. Impressões de pingos de chuva superfícies de acamamento de pelitos e arenitos antigos e modernos mostram um padrão de pequenos buracos rasos, associados com gretas de ressecamento. 
– São marcas de pingos de chuvas, onde os buracos podem estar bastante separados ou cobrir completamente a superfície de acamamento, são circulares, raramente elípticos e entre 1cm a pouco mais que alguns milímetros diâmetros. 
– Possui forma de cratera e podem ser confundidos com traço fóssil ou marcas de escape de bolhas de gás.
5. Distúrbios em camadas individuais são estruturas observadas em seções verticais, embora algumas tenham expressão em planta. Inclui aquelas produzidas pela deformação de laminação/acamamento deposicionais primários, bem como novas estruturas desenvolvidas por atividades pós-deposicionais.
6. Dobramento recumbente de camadas frontais (foresets) de estratificação cruzadasão deformações nas camadas frontais de estratificações cruzadas variam desde um aumento na sua inclinação (oversteepned cross bedding) até sua completa inversão (overturning cross bedding) formando dobras recumbentes. 
– Essa deformação está ligada a processos de liquefação associado a tensões cisalhantes atuantes na superfície de acamamento e na mesma direção da corrente que produziu a estratificação cruzada. 
– Num arenito muito embebido em água, com pouca coesão de seus grãos, a estrutura ao se formar é posteriormente deformada por forças cisalhantes induzidas pela própria corrente que a originou. Desta maneira, somente essa camada apresentará dobramento.
7. Acamamento/laminação convoluta a estrutura envolve dobramento do acamamento/ laminação em dobras em forma de cúspide, com charneira de antiformais bem acentuados e de sinformais mais suaves. 
– Os termos acamamento e laminação são usados conforme as espessuras dos estratos envolvidos. – Estruturas convolutas estão relacionadas à deformação plástica de sedimento parcialmente liquefeitos, logo após a sua deposição.
· Tectônica aborda processos externos (processos externos ao volume da rocha em questão) e geralmente regionais que produzem um dado conjunto característico de estruturas. 
– Sendo a ciência que estuda a deformação das rochas que a compõem, a crosta terrestre e as forças que produzem tais deformações, aborda processos de dobramento e falhamento associados com a formação de montanhas (orogênese), processos de movimentação crustal em larga escala, além de processos ígneos e metamórficos.
· Aquisição de dados estruturais são representados através de mapas, seções geológicas, projeções estereográficas, diagramas de Roseta, modelos tridimensionais (dados de campo e/ou geofísicos). Podem ocorrer de dois modos:
1. Direta observação de campo. É fonte de informação direta e mais importante sobre como as rochas se deformaram. Equipamentos utilizados: bússola, lupa martelo e caderneta.
2. Indireto 
– Método de sensoriamento remoto sendo o exame indireto das estruturas geológicas, incluindo dados de satélite e levantamento sísmicos. 
– Experimentos em laboratórios pode ser considerada uma fonte sobre comportamento dos materiais e como as diversas condicionantes físicas se relacionam com a deformação. 
– Modelos numéricos simulações em computadores permite avaliar vários parâmetros e propriedades que influenciam na deformação.
· Base para compilação de dados
– Mapa topográfico 
– Foto aérea 
– Sistema de informação geográfica (Sig ou Gis)
– Modelo digital de elevação (MDE ou DEM)
– Imagens de satélites (Google Earth)
“Os conjuntos numéricos, experimentais e de sensoriamento remoto são importantes, mas sempre devem ser baseados nas observações de campo”. (Fossen, 2012)
· Análise estrutural
1. Análise geométrica faz a abordagem descritiva clássica da geologia estrutural, na qual se faz a descrição e classificação dos elementos estruturais. Através da forma, orientação geográfica (medição de altitude), dimensões, relação geométrica entre estruturas: principal e de menor escala, cronologia relativa, superposições e reativações, elaboração de esquemas evolutivos.
2. Análise cinemática Kinema (grego) = movimento. É referente ao modo de como as partículas das rochas se movem durante a deformação (strain). Possibilita quantificar a deformação ou o movimento resultante da deformação cumulativas de falhas em uma região. É possível saber como era o corpo rochoso antes da deformação. 
– Análise de deformação finita é referente as mudanças na forma de um objetivo, do estágio inicial até o resultado final da deformação.
– Análise de deformação incremental é referente a um momento da história deformacional, sendo descrita por meio de uma sequência de incrementos e deformação. Envolve a: avaliação de indicadores cinemáticos para a identificação de sentido de movimento associado a um evento deformacional. Estimativa de deslocamentos e a elaboração de elipsoides de deformação (encurtamento e extensão).
3. Análise dinâmica é o estudo de força (stress) que causa o movimento das partículas. Análise petrológica refere-se ao estudo de modo como um material (rocha) se deforma mediante um esforço aplicado. Análise mecânica refere-se ao estudo de como um material (rocha) quebra ou fratura mediante um esforço aplicado.
– Conjunto de estruturas
– Modelos de Anderson e Riedel
– Métodos de análise de paleocorrentes
– Critérios de Coulomb e Von Mises
4. Análise tectônica envolve as análises geométricas, cinemática e dinâmica para uma avaliação estrutural em escalas regionais, de uma bacia sedimentar ou cinturão orogenético. Envolve os elementos adicionais de sedimentologia, paleontologia, petrologia, geofísica e outras áreas das geociências. Não é só deformação, envolve desde a formação de montanhas, intrusão de corpos ígneos, movimentação crustal etc.
5. Análise microtectônica ou microestrutural estuda as estruturas e texturas visíveis ao microscópio. Avalia como ocorre a deformação entre grãos e na estrutura interna destes. Analisa a deformação dentro da estrutura do mineral.
· Estruturas geológicas são representadas por dobras, falhas, fraturas, xistosidade e acamamento das rochas sedimentares e provocam zonas de fraqueza ou ruptura.
· Conceitos
~ Comportamento mecânico ~
Stress causa strain.
Força que causa deformação.
· Strain é a deformação que um corpo sofre gerando modificações em sua forma, volume, posição espacial e/ou orientação. Pode ser:
– Deformação homogênea é a deformação idêntica aplicada em todo o volume da rocha. O deslocamento, intensidade da deformação é igual ao longo de todo o corpo rochoso observado.
– Deformação heterogênea ocorre deformação interna e mudança de volume/área, não é constante em todo o corpo rochoso. Há partes com intensidades, deformação e orientação das estruturas são diferentes numa parte e na outra parte do corpo.
· Elipsoíde de deformação (strain) forma de representar visualmente a deformação de um corpo rochoso (rocha/mineral) que era circular e depois foi deformado. São ortogonais entre si, ângulo de 90°. Três direções, três eixos = tridimensional. 
Eixo X = maior estiramento/alongamento 
Eixo Y = intermediário 
Eixo Z = maior encurtamento 
· No caso de dobramentos o strain é materializado das seguintes maneiras
1.Flexão quando há um encurtamento no interior da camada competente, os esforços produzem uma instabilidade que dá lugar a uma flambagem esforços produzem uma instabilidade que dá lugar a uma flambagem (buckling). 
– A flambagem do banco é a ação elástica responsável por uma ondulação do banco competente, gerando uma dobra paralela (isópaca ou flexural). Os estratos podem apresentar-se desarmônicos pois, as dobras isópacas tendem a ser concêntricas. 
– As dobras por flambagem podem gerar fraturas de tensão no arco externo que são preenchidos por minerais, boudins, dobras de arrasto, estrias de atrito, micro dobras e falhas (inversas no núcleo da dobra) e xistosidade.
2. Cisalhamento (shear folds, dobras passivas, slip folds) podem ser chamadas de dobras similares (Classe 2 de Ramsay). Formam-se em zonas profundas da crosta, onde as rochas estão em estado dúctil ou dúctil-rúptil. 
– Podem se formar por meio de processos de cisalhamento simples, cuja deformação é progressiva, heterogênea ou homogênea. 
– A superfície ou o plano axial é sempre paralelo ao plano de cisalhamento. 
3. Achatamento (flattening) teoricamente uma barra pode dobrar até 36% pelo processo de flambagem. Após atingir esse valor ocorre achatamento, no qual há adelgaçamento nos flancos da dobra e espessamento na zona apical, ou seja, há um fluxo plástico do material dos flancos da dobra para o ápice da mesma.
4. Fluxo ocorre em condições de metamorfismo muito elevado, estando a rocha num estado extremamente plástico (quase fusão). 
– Esse processo normalmente causa dobras muito irregulares com as seguintes características: (a) inconstância do eixo; (b) padrão geométrico extremamente irregular e (c) características típicas de altograu metamórfico.
· Extensão axial simétrica
– Estiramento em uma das direções
– Igual encurtamento nas outras duas direções
– X > Y = Z
– Elipsóide prolato
– Predominância do processo de estiramento com formação de estruturas lineares = formas de charuto.Elipsóide prolato
· Encurtamento axial simétrico Elipsóide oblato
– Encurtamento em uma das direções
– Igual estiramento nas outras duas direções
– X = Y > Z
– Elipsóide oblato
– Predominância do processo de achatamento com formação de estruturas planares = formas de panquecas 
· Deformação plana
– Estiramento de uma das direções
– Encurtamento em outra direçãoElipsóide de deformação plana
– Terceira direção não apresenta modificações
– X > Y = 1 > Z
· Deformação trixial
– Elipsóide triaxial, onde os três eixos mostram diferentes dimensões
– A deformação ocorre ao longo do pleno que contém os eixos Z e X e é perpendicular ao eixo Y
– Estiramento ou encurtamento em cada uma das 3 principais direções
– Elipsóide triaxial: X > Y > ZElipsóide triaxial
· Diagrama de Flinn mostra os diferentes estados da deformação finita e suas reações com os principais eixos do elipsóide de deformação.
O eixo das abcissas do diagrama representa a razão entre o eixo intermediário e o exido menor do elipsóide de deformação (Y/Z = λ2/ λ3).
O número K é definido por:
K = a - 1/b - 1, onde a = X/Y e b = Y/Z
O diagrama de Flinn é dividido em vários campos em função dos valores assumidos por K:
K = 0 → todos os elipsóides são oblatos (formas de panquecas)
0 > K > 1 → o elipsóide de deformação é oblato e a deformação é do tipo achatamento.
α > K > 1 → o elipsóide é prolato e a deformação é do tipo estiramento
K = α → os elipsóides de deformação são uniaxiais, prolatos, formas de charutos.
· Componentes de deformação os movimentos ao longo dos planos de falhas podem ser: translacionais (t) ou rotacionais (r), dependendo do fato de que as linhas retas situadas nos blocos opostos da superfície de falha e que eram paralelas antes do falhamento conservem (t) ou não conservem (r) esse paralelismo depois do falhamento. 
Na natureza por via de regra, todas as falhas possuem os dois movimentos combinados. Se o movimento racional for muito pequeno ele pode ser desprezado por comparação com o translacional.
1. Translação* desloca todas as partículas da rocha (de uma posição para a outra, ponto A para ponto B) na mesma direção e por uma mesma distância sem mudar a forma ou orientação. Não usa elipsoídes, pois não tem mudanças no corpo rochoso.
2. Rotação* é um sistema usado em referência, ocorre a rotação do corpo rochoso por inteiro. Ocorre mudança na orientação do corpo da rocha. Usado em referência da rotação rígida do volume inteiro da rocha deformada. Envolve rotação física uniforme do volume da rocha. 
* Observa o corpo rochoso como um todo.
· Cisalhamento é a deformação interna, que está associada a recristalização dos minerais, diminui o tamanho dos grãos. 
– É o reflexo da deformação que ocorre na estrutura interna da rocha que reflete na estrutura externa. Em ambiente dúctil.
1. Cisalhamento puro (pure shear) uma direção de maior estiramento. Possui uma direção de maior compressão/ achatamento/encurtamento. Muda a forma só com estiramento e achatamento. Irrotacional, coaxial e com esforços perpendiculares a área do corpo.
2. Cisalhamento simples (simple shear) sofre rotação interna. Deslocamento lateral dos limites. Ocorre encurtamento e achatamento. Não coaxial e com esforços paralelos a área do corpo.
· Deformação interna qualquer mudança interna na forma de um corpo rochoso. Pode ocorrer onde muda a forma, altera ou não altera o volume. 
– Reflete na forma externa do corpo rochoso mudanças da posição de partículas da rocha em uma em relação a outra. 
Muda a forma da rocha. 
– Ocorre dentro do corpo rochoso, tendo uma variação da estrutura interna. Se era circular depois vira elíptica. 
· Deformação trixial
· Deformações das rochas ocorre quando qualquer variação da forma e/ou de volume quando sujeita à ação de pressões, tensões, variações de temperatura, etc. Podem ser elásticas, plásticas ou por ruptura (ou fratura). Normalmente, as variações de temperatura causam deformação elástica e as dobras, falhas, fraturas causam deformações plásticas e de ruptura.
· Zonas de plasticidade e de fratura
– Plasticidade mudança gradual na forma e na estrutura interna de uma rocha efetuada por reajuste químico e por fraturas microscópicas, enquanto a rocha permanece rígida (não produz fusão).
– Zona de plasticidade a grande profundidade, dando origem às dobras, estruturas gnáissicas, xistosas, etc.
– Zona de fratura próxima à superfície, produzindo fraturas, falhas e fendas. 
· Variação volumétrica alteração do volume de um corpo rochoso e colhendo o expandindo. Pode ocorrer ou não, sem alterar a forma (pressão confinante) ou alterar a forma. 
· Stress significa tensão/esforço, que tem por medida força/área (N/M2). 
– A tensão ou esforço é a força aplicada em uma área, necessária para produzir de deformação (strain). Elipsoide de esforço (stress) força aplicada na rocha em todos os lados ou direções = compressão. 
– Comprime a rocha se a intensidade da força for igual em todas as direções, é a pressão litoestática, ocorre numa área tectonicamente estável não sofre transporte nem rotação diminui/muda o volume, fica mais compactado, a forma não muda. Quando a menor força aplicada= estiramento. 
– Esforço tensional achata numa direção e estira em outra. Possui uma direção preferencial a força aplicada sobre a rocha pode ser maior que outra força. Ocorre deformação interna, translação, rotação, muda a forma do corpo, pode mudar o volume também. 
· Os esforços que deformam a crosta são distensivo (um se move em direção ao outro), compressivo (ambos em direções opostas) e cisalhamento (se movem um em relação ao outro).
– Esforço normal vetor de esforço orientado perpendicularmente a uma superfície ou ao plano. 
– Esforço de cisalhamento onde o vetor de esforço é orientado paralelamente a uma superfície, ou a um plano. 
· Os três grandes sistemas estruturais são os sistemas distensivo/extensional, compressivo e o direcional os sistemas estruturais são também consequência dos movimentos das placas litosféricas que são responsáveis pela geração de três sistemas de esforços distintos. 
1. Sistema distensivo/extensional (divergente)
1.1. Feições falhas normais, boudinagem, adelgaçamento crustal e formação da maioria das bacias.
Sistemas de falhas conjugadas e a orientação dos eixos de esforços relacionados ao sistema distensivo.
1.2. Falhas individuais no sistema distensivo: falhas normais (gravitacionais) incluem as retas e as listrícas.
1.3. Associações de falhas no sistema distensivo (escala regional)
– Grabens simétricos
– Meio-graben ou hemi-graben (graben assimétricos)
– Duplex distensivo: as falhas vão se propagando no primeiro detachment até o sistema não suportar mais outro sistema “falhas x detachment” ser instalado para incorporar a distensão que continua.
– Sistema de graben em dominó, é um importante mecanismo de formação de discordâncias nas bacias sedimentares.
– Quatro estágios de desenvolvimento.
1.4. Falhas transferentes (ou falhas de transferência) as falhas transferentes truncam as falhas normais e se instalam nos movimentos finais (ou tardios) do processo de estiramento. Quando as falhas normais já tiverem esgotado suas rotações e continuando o processo distensivo, as falhas T (transferentes) se instalarão.
Esquema de formação do sistema de falhas em dominó, associado ao sistema distensivo.
Esquema de falhas de transferência (a) formada a partir da movimentação de uma falha principal (b).
2. Sistema compressivo 
2. 1. Feições falhas inversas, dobras, espessamento crustal e responsável pelas inversões das bacias.
Sistemas de falhas conjugadas e a orientação dos eixos de esforços relacionados ao sistema compressivo.
2. 2. Elementos geométricos básicos do sistema
– Esforços convergentes
– Falhas individuaisdo tipo inverso
– Sigma/σ1 e sigma/σ2 são horizontais 
– Sigma/σ3 é vertical
2. 3. Sistema direcional 
– Feições componentes compressivas e distensivas (geometria), falhas de rejeito direcional, dextral ou sinistral (movimento).
Sistemas de falhas conjugadas e a orientação dos eixos de esforços relacionados ao sistema direcional.
· Tipos de bacias (associação com os regimes de esforços)
– Bacias transpressivas relacionadas a transcorrência + compressão 
– Bacias transtensivas relacionadas a transcorrência + extensão 
· Movimentos direcionais e a formação dos diversos tipos de bacias
– Elementos do sistema
1. Falha direcional com suas subdivisões
2. Terminações como “splay faults” (falhas ramificadas)
3. Arqueamento a) para a direita e b) para a esquerda
4. Descontinuidade da direção da falha, transferindo o movimento para uma outra falha lateral, sem os arqueamentos de 3.
– Bacias formadas por esse processo
1. Bacia em meio-graben
2. Bacia em flor negativa
3. Bacia em flor positiva
4. Bacia pull apart
5. Bacia push up
– Inversão de bacias é o processo de deformação do preenchimento sedimentar (ou vulcano-sedimentar) de uma bacia, pela inversão no sentido da movimentação. O sistema passa de distensivo para compressivo. 
· Reativação das falhas depende da relação geométrica entre a posição dos eixos de inversão, a direção da falha e o ângulo de mergulho desta. É impossivél reativar falhas de alto ângulo com eixos de inversão frontais.
Esquema de inversão de falhas retas de alto ângulo.
– Do coeficiente de fricção (atrito) entre os blocos que se opõem no plano de falha.
– Do conteúdo de fluídos presentes, que servirão de lubrificantes.
2. Estruturas geradas pela inversão 
– Falhas lístricas são mais facilmente reativavéis, em funçao de baixo ângulo.
– Nos sistemas em dominó a inversão não reativará as falhas normais, em função de serem de alto ângulo e retas. Se formará um detachment que tangenciará os pontos do dominó (de baixo ângulo), deixando uma área não deformada na frente dos blocos – dos degraus.
– Um degrau pode se comportar como uma rampa frontal, servindo de anteparo para a compressão que desenvolverá as “back thrusts”.
· Se numa direção tem maior estiramento e outra de encurtamento, a força aqui aplicada foi maior, para ela encurtar/achatar, na direção de maior estiramento, a força foi compressiva também, porém de intensidade menor. 
· No interior da crosta, as forças são compressivas. 
· Reologia é o estudo das propriedades mecânicas de materiais sólidos, fluidos e gases. 
· Resistência (strengh) quantidade de esforço que uma rocha pode suportar antes de se romper. 
– Termo quantitativo, que pode ser medido em laboratório a resistência da rocha. 
– É a resistência de um material/rocha antes que se quebre. 
· Competência (competency) é a resistência que camadas ou objetos impõem ao fluxo (dúctil). 
– Esses termos são relativos e implicam em maior ou menor rigidez, mobilidade ou plasticidade. – Dobras de maior amplitude caracterizam litotipos mais competentes.
– Maior plasticidade (menor competência) gera dobras com charneiras arredondadas enquanto maior competência gera charneiras mais angulosas.
– Pode ser classificada de dois tipos:
1. Rochas competentes são aquelas que se deformam sem se romper e transmitem os esforços recebidos, tais como os folhelhos e calcários. 
– Termo qualitativo e relativo, usada de forma comparativa entre camadas vizinhas ou a matriz. – Uma camada competente é mais rígida (ou mais viscosa) que as camadas menos competentes. – Uma rocha mais competente (mais rígida) é menos resistente devido não aguentar muito uma deformação dúctil, não sofre tanta recristalização interna, difícil de dobrar e se tiver muita força sobre ela, acaba quebrando devido ser rígida. Exemplo: quartzitos, silexitos e calcários.
2. Rochas incompetentes são relacionadas a deformação concomitante, com absorção de esforços em curta distância. 
– Uma rocha menos competente é mais resistente devido sofrer mais recristalização interna, dobra, estira e achata com mais facilidade, se adapta a uma força aplicada, não quebra. 
– Comportam-se plasticamente diante da deformação. 
· Tensão forças externas atuam sobre um corpo. 
· Deformação é tudo aquilo que causa mudança na posição, orientação, forma e/ou volume originais de corpos rochosos. Há deformação que só muda a forma ou a orientação. (Davis, 1984). 
– Para que haja deformação é necessário que tenha alguma atividade tectônica (algum tipo de esforço). 
– Sendo uma mudança de forma do corpo rochosos devido a tensões. 
– Rochas sofrem deformação elástica, seguida da plástica e por último frágil/rúptil. Se a tensão aumenta o corpo irá fraturar (rúptil). 
– Sendo a temperatura que vai decidir se uma rocha vai deformar de forma dúctil ou rúptil quando aplicadas forças sobre as mesmas.
1. Deformação elástica (Elastic Deformation) se deforma temporariamente onde a rocha estica, voltando a forma original/inicial.
2. Deformação dúctil ou plástica (Ductill Deformation) ocorre mudanças de pressão e temperatura (mais elevada) devido à presença de fluído e recristaliza minerais mudando a forma dos minerais, consequentemente a forma da rocha que vai dobrar, estirar, sofre uma deformação de lineação, foliação, e em algumas rochas elas podem acabar fraturando. 
– Níveis profundos = nível da crosta que sofre deformação.
– No ambiente dúctil a rocha recristaliza. Sendo permanentemente deformado, porém não se rompe e nem volta ao seu estado inicial.
3. Deformação rúptil ou frágil (Brittle Deformation) ocorre próximo da superfície, no raso da crosta. 
– No ambiente rúptil a rocha quebra, fragmenta, fratura, tudo isso em baixa profundidade. 
– Sendo uma deformação permanente onde a rocha não volta ao seu estado original. 
· Ambiente rúptil e dúctil 
– Ambiente rúptil – dúcteis ambientes da ruptura da terra, da crosta, manto superior, é um ambiente transacional = ao campo deformação o rúptil dúctil. 
– Não é porque está no ambiente rúptil que toda a rocha vai quebrar, pode ter deformação dúctil, é menos comum, mas pode ocorrer. O mesmo vale para o ambiente dúctil, e algumas rochas neste ambiente pode quebrar/romper, pois rochas tem competências diferentes. 
– Comportamento mecânico das rochas em profundidade é rúptil.
· Quando uma rocha é deformada seus minerais se rotacionam.
· Forças que deformam a crosta nos níveis mais baixos da crosta, a temperatura é mais elevada, a crosta é submetida a deformação dúctil.
– Força compressiva leva a compressão e encurtamento da crosta. Leva a formação de dobras.
– Força distensiva estiram e esticam a crosta. Afina e leva ao estiramento de rochas.
– Força de cisalhamento empurram duas partes da crosta em direções opostas. Leva a formação de zonas de cisalhamento.
· Condicionantes* afeta como a rocha vai se deformar, de forma rúptil ou dúctil.
* Na natureza as condicionantes ocorrem juntas. 
1. Temperatura o aumento de temperatura reduz o limite da velocidade. Reduz a resistência final da rocha. 
Facilita a deformação, tornando os minerais mais dúcteis (fluido, menos viscoso) principalmente quando a pressão confinante e a temperatura somam seus efeitos. 
– Os limites da resistência, o esforço máximo e o limite da elasticidade, diminuem com aumento de temperatura, significa que a mesma deformação é causada por esforços, tanto os menores, quanto maior for a temperatura ela age. 
– Quanto maior for a temperatura, age contrariamente em relação a pressão confinante. 
– Quanto mais fundo na crosta, pressão e temperatura aumentam, logo mineral/rocha fica mais fluída e menos viscosa. 
2. Taxa de deformação (strain rate) é a velocidade com que o objeto/rocha muda de forma ou dimensão. Taxa de elongação/contração e taxa deformação por cisalhamento. 
– Na natureza a taxa de deformação ocorre lentamente e com pausas (fenômeno comum na natureza através de acréscimos infinitesimais. 
– Quanto maior o tempo de aplicação do esforço, mais dúctil será a deformação. 
Taxa de deformaçãogeológica: 10−14 e 10−15 S−1 (~3 ~ 30M.a). 
Taxa de deformação em laboratório: ~10−7 S−1 (~100 dias). 
– A taxa de deformação não é constante ao longo do tempo. 
– A velocidade dá qual o esforço está sendo aplicado sobre ela. 
– Taxa de deformação rápida, muita força sobre a rocha, favorece a deformação rúptil (quebra). – Taxa de deformação lenta favorece a formação dúctil. 
3. Presença de fluído a maior presença de fluídos tende a enfraquecer a rocha reduzindo o limite de elasticidade e aumentando os processos de deformação plástica. 
– O limite de plasticidade, o limite resistência e o esforço máximo, diminuem com a presença das soluções (uma mesma deformação exige um esforço menor se a rocha portar soluções). 
– Quanto mais fundo na crosta, mais fluído tende a diminuir. A presença de fluído deforma, quebra e fratura mais facilmente. 
– Favorece reações metamórficas na rocha. 
4. Pressão confinante/PC o aumento da pressão confinante favorece os mecanismos de deformação plástica em cristais, dificultando a abertura de fraturas/faturamento. 
– Materiais rígidos tornam-se mais dúctil quanto maior a pressão confinante (PC). 
– Os limites de elasticidade, resistência e esforço máximo se eleva com aumento da PC, isso significa que quanto maior a profundidade, maior é o esforço necessário para produzir a mesma deformação. 
– A PC aumenta com a profundidade no interior da Terra, fazendo com que a rocha acumule mais deformação finita, dificulta que a rocha se rompa.
5. Anisotropia Estrutural onde corpos de prova cortados paralelamente (menor força para deformar) e perpendicularmente (mais força para deformar) a xistosidade, mostram comportamentos diferentes (a orientação da entropia estrutural influi na deformação). 
– Tem orientação/direção preferencial, devido as estruturas presentes na rocha, serem planar ou linear, como por exemplo gnaisse.
6. Composição/Heterogeneidade Litológica é a diferença de composição. 
– É devido as diferenças reológicas entre materiais, as rochas podem apresentar em um mesmo evento de deformação, estruturas diferentes, principalmente quando a porções competentes e incompetentes. Pouco resistente a deformação. 
– A heterogeneidade também pode ser composição, granulometria e trama cristalográfica. 
– Em rocha homogênea o comportamento é o mesmo nela toda. Resiste mais a deformação. 
7. Granulometria e trama cristalográfica (orientação preferencial) reflete na anisotropia.
8. Tempo tem a ver com a taxa de deformação. Importante para a deformação da rocha. 
9. Condicionantes na pressão confinante em que o aumento da pressão favorece os mecanismos de deformação plástica em cristais, dificultando a abertura de fraturas. Anisotropia, composição, granulometria e trama cristalográfica (orientação preferencial).
· Isotropia não tem orientação preferencial, é homogêneo.
· Deformação rúptil 
· Fraturas são qualquer tipo de descontinuidade plana ou sub plana, formada por esforços externos (tectônicos) ou internos (térmico ou residual). Estruturas deformacionais frágeis que se formam na parte superior e mais fria da crosta.
– O fraturamento ocorre quando as rochas são soerguidas há um alívio de pressão (pressão diminui). 
– O fraturamento se dá em duas direções e uma 3a (terceira) subordinada, logo tem 3 (três) direções preferenciais de fratura, sendo 1 (um) esforço e 3 (três) direções de planos de fratura diferentes, que são possíveis de serem medidos.
– Rochas são formadas em profundidades e depois são soerguidas, irão sofrer erosão chegando à superfície por meio da exumação erosional, quando isso acontece as rochas vão se fraturando por alívio de pressão (gera fraturamento das rochas) à medida que chegam à superfície, sendo um esforço extensivo. 
– As rochas se tornam fraturadas devido a quebradeira da subida = fraturas de alívio.
– Em uma fratura pode entrar um material diferente e a rocha pode ser modificada.
· Nomenclatura 
– Diáclase fraturas ou rupturas de causas tectônicas.
– Junta fraturas cuja origem é a contração por resfriamento. 
· Tipos 
– Diáclases originadas por esforços de compressão provocadas por esforços tectônicos, e são caracterizados por superfícies planas e ocorrem na forma de sistemas, cortando-se em ângulos. Comuns em anticlinais e sinclinais.
– Diáclases de tensão são formadas perpendicularmente às forças que tendem a puxar opostamente um bloco rochoso e, em geral, apresentam superfícies não muito planas. Quanto à origem: 
1. Tectônica frequente nos anticlinais e sinclinais.
2. Contração caracterizados por vários sistemas entrecruzados.
· Tipos de fraturas 
1. Fratura de cisalhamento (falhamentos) quando ocorre deslizamento no plano da fratura e deslocamento relativo entre os blocos de cada lado da fratura. 
– Termo utilizado para fraturas com deslocamento pequeno, milímetro, decímetro e centímetros. 
– O termo falha é utilizado para estruturas com rejeito maior. 
– É paralela ao sigma/σ1. 
– A diferença de fratura de cisalhamento e falha é pelo rejeito, o quanto se deslocou, nas fraturas de cisalhamento é de cm a mm, maior que isso é uma falha. 
2.Fraturas extensionais em que a extensão é perpendicular ao sigma/σ1, as paredes da fratura, com separação entre blocos de cada lado da fratura, sem movimento relativo (juntas, fissuras e veios) entre um lado e outro da fatura. Abre espaço. Típica de deformação sob baixa ou nenhuma pressão confinante. 
3.Fratura de contração ou fechamento são feições planares contracionais. Preenchidos por material residual (não mobilizados) da rocha encaixante, como os estilólitos (superfícies irregulares que é uma fratura de compressão com a direção do plano de fratura perpendicular à direção do sigma/σ1). 
4. Fratura conjugada dois conjuntos de fraturas que se formam simultaneamente. Se a pressão aumentar mais pode formar falhas.
· Fraturas extensionais
1. Juntas apresentam pouco ou nenhum de deslocamento visível a olho nu. 
É mais comum na superfície ou próximo. 
Pode ser preenchido com gás, fluídos, magma ou minerais. 
2. Fissuras preenchidas por ar ou outro fluído (características de até poucas centenas de metros na crosta), é paralelo ao plano, é uma fratura aberta. É uma fratura maior que a junta. 
3. Veios podem ser preenchidos por quartzo, carbonato, epidoto, sal. É uma fratura preenchida por estes minerais.
4. Diques (acicular/vertical) ou sills (tabular/horizontal) são preenchidos por magma.
· Fluído de quartzo vira veio de quartzo, de carbonato vira veio de carbonato, de magma que preenche o espaço forma dique ou sill. 
· A diferença de dique, sill e veio é o que preenche, um magma pode percolar um veio, migra o espaço, podendo virar um dique ou um sill.
· Sistema de fraturas é um conjunto de fraturas formadas no mesmo evento de esforço. Podendo ser: 
– Irregular paralelos com irregularidades com pequenos planos (dá pra ver que não é único). 
– Entrelaçado Forma zona mais espessa. Não é paralelo.
– Escalonado São paralelos, mas os planos não formam uma linha contínua.
– Zigue Zague par conjugado. Quando se tem duas direções de fraturas que se formam num mesmo evento, porém com direções diferentes. *As setas indicam a direção em que houve abertura.
· Terminação de fraturas (porém são falhas, pois todos esses têm movimento relativo entre os blocos)
A. Fratura em forma de asas (wing crack) a falha termina em uma fratura de extensão. 
– Movimento ao longo do plano se dissipa para outro plano, como abertura (fratura de extensão) de espaço, mas sem movimento relativo entre eles. 
– Abre um plano só.
B. Rabo-de-cavalo (horsetailing) falha principal que se ramifica em falha/fraturas menores. 
– Energia se dissipa ao longo dos planos, abre sequência de planos. 
– Fraturas menores tem o mesmo sentido da falha principal (movimento relativo). 
– Bloco (fatia) limitado entre duas falhas inversas.
C. Splaying falha principal que se ramifica em falhas/fraturas menores. Falha principal se abre em pequenos planos (como se fosse um leque), de mesmo sentido que a falha principal.
D. Falha antitética (antitheticshear fracture) falha principal termina em outras estruturas que tem direção diferente da falha principal. 
– Overthrust só o teto se movimenta (sobe).
– Underthrust só o piso de movimenta (baixa). 
– Backthrust o empurrao se dá no sentido contrário à movimentação.
· Juntas são fraturas que se apresentam obedecendo um arranjo regular atraves de superfícies paralelas ou subparalelas ao longo dos quais a movimentação é desprezível.
1. Sistema de juntas duas ou mais famílias de juntas intercruzadas, isolando blocos poliédricos, cujas formas e dimensões dependem das orientações e espaçamentos entre as famílias de juntas.
2. Clivagem de fratura pode ser considerada como um caso particular de uma família de juntas, cujos planos mostram espaçamentos inferiores a 2 cm.
· Classificação de juntas
1. Em relação a outras estruturas planares
– Juntas direcionais paralelas as direções das feições planares.
– Juntas de mergulho paralelas a direção de mergulho das feições planares.
– Juntas oblíquas ocupam posições intermediárias entre a direção e o mergulho das feições planares.
– Juntas de acamamento caso particular de juntas paralelas aos planos de acamamento.
Relação das juntas com superfícies dobradas.
A) Famílias de juntas desenvolvidas sobre uma camada de rocha.
B e C) Juntas longitudinais, transversais e diagonais.
2. Em relação as dobras 
– Juntas longitudinais paralelas aos eixos das dobras.
– Juntas transversais são transversais aos eixos das dobras.
– Juntas diagonais oblíquas aos eixos das dobras.
3. Em relação ao arranjo geométrico 
– Juntas concêntricas
– Juntas radiais 
– Juntas escalonadas
(c) juntas escalonadas
4. Em relação a origem
– Juntas extensionais juntas de distensão, de partição, de extensão, ou juntas dilatacionais, com planos normais a direção de sigma/σ3.
– Juntas de cisalhamento geralmente conjugadas, formando ângulos em torno de 60°, podem mostrar pequenos deslocamentos.
– Juntas híbridas combinam cisalhamento com extensão.
Juntas extensionais
Juntas híbridas
Juntas de cisalhamento
5. Outras denominações 
– Juntas de resfriamento estão relacionadas a redução de volume nos resfriamentos de lava.
– Juntas de dissecação se instalam em sedimentos que secam progressivamente (gretas de contração).
– Juntas hexagonais (disjunção colunar) formam colunas de seções hexagonais, normalmente em arenitos e basaltos. Estão relacionados a homogeneidade do material. 
– Juntas de alívio são fraturas formadas próxima superfície do terreno, sendo paralelas. Formada pelo alívio de pressão. Material de cima é erodido, a rocha de baixo sofre menos pressão (gera alívio) e esta acaba se fraturando (expansão paralela à superfície). Não é esforço tectônico, é um esforço de extensão (alívio de pressão) e esforço externo. 
 
· Sedimentos e rochas porosas 
1. Banda de deformação são zonas de espessura milimétrica, de compactação, cisalhamento e/ou dilatação. Localizadas em rochas porosas. Restrita à meios granulares porosos (arenitos porosos). Não desenvolve grande rejeito (bandas com comprimento de 100 m). 
2. Disjunção colunar fratura que não tem relação com a deformação/esforço aplicada sobre a rocha. 
– Se forma durante o resfriamento de uma rocha ígnea básica (basalto/diabásio). É perpendicular (colunas) ao limite do corpo rochoso, corpos tabulares, pode ser dique ou sill, camadas ou derrame. 
– Se o corpo rochoso está na horizontal, a disjunção ocorre na vertical se o corpo estiver na vertical, a disjunção ocorre na horizontal. 
– Magma cristalizou, durante resfriamento rápido, ele se quebra e forma com sessão basal hexagonal. 
– Nível crustal raso.
– É raro, mas pode acontecer em rochas ácidas, o hexágono não é tão perfeito.
· Falhas são descontinuidades plana ou sub plana, formada por esforços tectônicos, onde ocorre deslizamento do plano de falha, e deslocamento relativo entre blocos de cada lado, geralmente com rejeito de escala métrica ou superior. 
– Dois blocos de rocha que deslocam em sentidos opostos. 
– É um processo rápido associado a terremotos. 
– Pode se formar durante a compressão, distensão e cisalhamento da crosta.
– A rocha que se forma ao longo da falha vai ter feição diferente, se for no ambiente de formação rúptil (próximo a superfície) forma brechas, se for no ambiente de deformação dúctil (mais profundo) forma milonitos. 
– A falha é uma fratura de cisalhamento entre blocos. 
– Ocorrem em vários níveis crustais diferentes, tanto raso e profundo. No raso a tendência é que a rocha quebre, deformação rúptil, nesse nível crustal mais profundo tende a ter uma espessura maior. No profundo a tendência é que ocorra a recristalização, internamente nos minerais, reflete em mudança de volume, textura da rocha, nesse nível crustal mais raso tende a ter uma espessura menor. 
– Se formam quando são aplicadas forças deformacionais.
– Toda falha tem início, meio e fim, que pode terminar em outras estruturas, se ramificando, pode terminar em dobras, fratura pode ser restrita a um tipo de rocha (menos competente) e outras não (mais competente). 
· Falhas, paráclases ou zonas de cisalhamento rúptil são descontinuidades ao longo das quais os blocos separados sofrem deslocamentos.
1. Núcleo da falha superfície onde ocorreu deslizamento principal/movimento entre blocos, o núcleo da falha é o plano principal da falha. 
2. Zonas de dano da falha evidência de deformação relacionada a falha, que está associado no plano de falha. Nota-se que as rochas deformadas apresentam algum tipo de deformação pausada por aquela falha.
3. Zona de arrasto estão relacionados a espessura da falha. Dependem do tamanho da falha. Deformação mais dúctil, a região onde a estrutura da rocha está sendo deformada, muda a orientação do corpo, sofre um arrasto devido ao movimento dos blocos ao longo do plano de falha, sem apresentar plano de falha, deformação associada ao plano principal, mas não é o campo principal de deformação. Deformação no raso, deformação rúptil não vê o arrasto.
· Relação entre o elipsoide de tensão, seus eixos principais e os tipos comuns de regime tectônicos – Falhas normais (normal faults): vertical = sigma/σ1, horizontal = sigma/σ2 e sigma/σ3
– Falhas inversas (reverse faults): vertical = sigma/σ3, horizontal = sigma/σ1 e sigma/σ2
– Falhas transcorrentes (transcurrent faults): vertical = sigma/σ2 e horizontal = sigma/σ1 e sigma/σ3.
· Tipos e sistemas de falhas 
1. Falha normal quando a capa ou teto (plano sobre o bloco da falha) desce em relação à lapa ou muro. Forma-se durante o movimento de extensão, em resposta as forças distensivas da crosta.
– É dip-slip, se move em direção do mergulho do plano de falha. 
– A maioria das falhas normais são falhas de rejeito de mergulho assim, o termo tem sido usado de forma abrangente, indicando falhas de rejeito de mergulho com movimento aparente normal. O mesmo se aplica para falhas reversas, ou seja, seriam falhas de rejeito de mergulho com movimento aparente reverso. 
– Ângulo de mergulho alto, em torno de 60º. 
– O nome “normal” não significa que este tipo de falha é mais comum que os outros tipos. A denominação vem do uso dado por mineiros ingleses quando realizavam operações de mineração de carvão: quando encontravam uma falha, geralmente com a capa descendo em relação a lapa, o procedimento normal era dirigir o corte da mina através do plano de falha até uma certa distância, e depois fazer sondagens para achar o carvão deslocado (para baixo). Assim, começaram a denominar tais tipos de falha de “normais”. 
– Falhas normais são falhas de gravidade, aquelas em que o eixo principal de stress simga/σ1 é vertical. 
Tipos especiais de falhas normais 
1.1. Falha lístrica (listric fault) é uma falha normal, o plano de falha tem alto ângulo de mergulho na superfície ~60º e sub-horizontal em profundidade. 
– Ocorrem em bacias sedimentares portadoras de petróleo, observadas em perfis sísmicos. 
– Ambiente divergente.
– Superfície da falha é ondulada e o traço dafalha em seção é curvo.
– Heterogeneidade do campo reológico, profundas.
1.2. Falha de crescimento (growth – fault) falhas sin – sedimentares, a espessura das camadas é próxima ao plano de falha é maior que em outros locais, pois o afundamento pode ser concomitante com a deposição. 
– É uma falha normal. 
– Podem ser falhas de rejeito de mergulho normal como também falhas lístricas.
1.3. Falha de descolamento (detachment e décollement faults) é uma falha normal de baixo ângulo que marca o limite entre blocos não falhados abaixo, de blocos deformados e falhados acima do plano de falha. 
–Quando apresenta algum tipo de controle estrutural, estabelece somente nos estratos incompetentes, é denominada de falha décollement, termo francês que também significa descolamento. 
–Quando não depende da estratificação, é denominada de falha detachment. 
– Nos blocos superiores (capa) formam-se falhas normais imbricadas que podem terminar abrupta ou tangencialmente contra a falha de descolamento.
2. Falha reversa/inversa capa ou teto se movimenta para cima em relação a lapa ou muro. 
– Falha dip slip, se move em direção do mergulho do plano de falha.
– Forma-se por ação de forças compressivas (movimento de compressão), em zonas de convergência de placas. 
2.1. Falha de empurrão/cavalgamento tem ângulo menor que 30°. 
– É uma falha reversa na qual a inclinação do plano de falha é sub horizontal. 
– Os empurrões formam-se durante as colisões continente x continente. Durante o cavalgamento as rochas mais antigas da capa podem ser transportadas por cima de rochas mais recentes da lapa.
– A diferença entre a falha reversa e a de cavalgamento/empurrão, é o ângulo de mergulho do plano de falha. 
– Se for menor que 30° o ângulo de mergulho, terá uma falha de empurrão, onde o teto sobe em relação ao muro, havendo compressão horizontal. Se for maior que 30° o ângulo de mergulho do plano de falha, terá uma falha reversa. 
Falha de empurrão
– Tectônica de pele fina ou epidérmica (thin-skinned tectonics) defromaçao em ambiente ruptil, predomínio de lascas tectônicas com geometria de rampa e piso.
– Tectônica de pele grossa ou endodérmica (thick-skinned tectonics) defromação em ambiente dúctil e dúctil-rúptil, predomínio de lascas tectônicas e/ou nappes com dobramento assimétrico associado.
– Rampas frontais deslocamento do tipo rejeito de mergulho (dip-slip) reverso.
– Rampas laterais e oblíquas deslocamento do tipo de rejeito de mergulho oblíquo.
– Dobras de rampas (ramps folds) dobra na capa devido a irregularidades nos planos de falha.
– Anticlinal/antiformal de rampa (ramp anticline/antiform) formado nas rampas frontais, onde o ângulo de mergulho da falha é alto. Nas rampas oblíquas, se o deslocamento é contra a rampa (rampa acima) forma-se anticlinais, afastando-se da (rampa abaixo) forma-se sinclinais.
3. Falhas de Cavalgamento
3.1. Nappes é um cavalgamento, é uma falha ou zona de cisalhamento de baixo ângulo cuja capa foi transportada por sobre a lapa. 
– O movimento é segundo a direção da linha de maior mergulho (dip slip). 
– As falhas de cavalgamento transportam rochas mais antigas para cima de rochas mais jovens, e rochas de maior grau metamórfico para cima de rochas de menor grau metamórfico. 
– A falha de cavalgamento é a estrutura que separa o substrato da nappe de cavalgamento. Quando refere-se à atitude das estruturas no interior de nappes de cavalgamento, refere-se ao além-país e ao antepaís. 
– Uma nappe de cavalgamento é delimitada por uma falha mestra de base (sole thrust ou floor thrust) e uma falha mestra de topo (roof thrust). 
– O cavalgamento basal (separa a pilha de nappes das rochas menos deformadas do embasamento), é conhecido como descolamento/detachment, termo usado em falhas extensionais de baixo ângulo e etc. 
– As nappes expostas em superfície podem ser descontínuas, devido à remoção de algumas de suas porções por erosão. 
– A porção remanescente de uma nappe é denominada klippe ou maciço isolado. 
– De modo análogo, o buraco erosivo em uma nappe que expõe as rochas subjacentes é denominado fenster ou janela estrutural. 
– O cavalgamento gera metamorfismo em ambiente colisional (convergente continente x continente).
· Em cinturões orogênicos, há uma diferença entre estruturas formadas no antepaís e na parte mais central no além-país. 
1. A tectônica contracional thin-skin (pouco espessa) produz estruturas clássicas de cavalgamento com duplexes, dobras e imbricação, é característico de regiões deformadas de antepaís.
– O ante país (foreland) é a porção marginal e mais afastada em direção ao interior do continente. Nos orógenos colisionais há um antepaís em cada continente, separados por um além-país. 
2. O embasamento é afetado no além país em um contexto denominado thick-skin (muito espessa). As nappes de cavalgamento no além-país são mais espessas/maiores e com maior deformação, contendo rochas metamórficas e magmáticas. 
– O além país (hinterland) é a área central de uma zona de colisão.
– Ocorrência de terrenos de arcos de ilha ou outboard, cavalgados sobre a margem continental de um oceano pré-colisional, durante a colisão continente-continente. 
– As nappes de além-país podem variar de internamente indeformadas a deformadas de modo penetrativo. 
– Em uma zona orogênica, o embasamento pode ser afetado por uma pilha de nappes de cavalgamento em forma de cunha. A cunha orogênica se espessa e se alarga com o decorrer do tempo, à medida que fragmentos da crosta em subducção são lascados e incorporados às unidades alóctones e incorpora rochas da crosta oceânica. 
– O restante do embasamento é transportado para regiões mais profundas da zona de subducção, onde é metamorfizado em alto grau e intensamente deformado.
– Estruturas formam-se em maiores profundidades, favorece zonas de cisalhamento plástico e deformação plástica.
– Ocorre deformação rúptil em níveis crustais rasos no além-país, influenciada por falhamentos extensionais.
4. Falha transcorrente ou rejeito direcional (strike slip) movimento lateral ao strike do plano de falha.
– A capa se move lateralmente em relação à lapa. 
– Forma-se durante o cisalhamento. 
– Têm extremidades livres e crescem em comprimento, enquanto acumulam rejeito direcional. 
– Formadas no interior de placas tectônicas, sendo falhas intraplacas. 
– As falhas (e as zonas de cisalhamento) de rejeito direcional têm mergulho tipicamente maior que as demais falhas e podem aparecer como traços retilíneos em mapas. 
– Uma falha de rejeito direcional pode ser sinistral (lateral esquerdo) ou destral (lateral direita) e não envolve movimentos verticais de blocos.
5. Falha transformante (strike slip) ou falha direcional ocorre em limites de placas. 
– Cortam placas litosféricas ao longo do limite de placas, na crosta oceânica. 
– Pode ser no limite convergente ou divergente. 
– É de escala regional. 
Os blocos se movem um em relação ao outro. Onde há falhas de rejeito direcional (strike – slip faults). Sendo verticais a sub verticais. Movimento paralelo a subparalelo ao strike da falha.
 
6. Falha de transferência (transfer fault) se ajusta ao movimento de blocos com velocidade de deslocamento diferente em escala local. 
– São falhas de rejeito direcional que transferem deslocamentos de uma falha para outra (duas falhas extensionais ou contracionais) por meio de movimentos de rejeito direcional.
– É local.
– Qualquer tipo de falha que esteja conectada a outra falha irá realizar uma transferência de deslocamento.
– São limitadas e não podem crescer livremente.
6.1. Em terrenos extensionais/falha extensional paralelas as direções dos deslocamentos regionais. 
– Ligam diferentes domínios de falhas normais. 
– Esforço distensivo.
6.2. Em terrenos transcorrentes fazem ângulos altos com as direções de deslocamentos regionais. 
– Conectam falhas strike slip adjacentes quando dispostas em en enchelon.
7. Falha de rasgamento (tear ou wrench fault) são falhas locais que ajustam o movimento de blocos em velocidades diferentes. 
– Alto ângulode mergulho. 
– Orientação subparalela as direções de deslocamento regionais. 
– Subsidiárias de outras estruturas (falhas normais, de empurrão e dobras).
– É local. 
· A diferença entre as falhas de transferência e a de rasgamento para as falhas transformantes e transcorrentes é a escala de ocorrência. A falha de transferência e de rasgamento ocorrem de forma local.
9. Falha oblíqua é uma mistura de movimento normal e transcorrente ou falha reversa e transcorrente. 
10. Falha antitética movimento contrário à falha normal/principal.
11. Falha sintética também é uma falha secundária, mesmo sentido da falha normal/principal. 
12. Falha de gravidade teto desce em relação ao muro, ocasionando alívio de pressão na horizontal e o bloco cai por gravidade.
13. Falhas de contração = falhas relacionadas a esforços compressivos.
14. Falhas direcionais = falhas associadas a movimentação lateral.
– Sinistrais (levógeras) movimento no sentido anti-horários.
– Dextrais (destrógeras) movimento no sentido horário.
· Pode ter falha de menor escala/falha secundária/paralela associado a falha principal, mas sem estar no plano principal da falha. 
· Classificação baseada na direção do movimento (estrias)
– Falhas de rejeito direcional (transcorrentes) movimentação paralela ao plano de falha.
– Falhas de rejeito de mergulho movimentação paralela ao mergulho do plano de falha.
– Falhas de rejeito oblíquo movimentação em direção intermediária entre a direção e o mergulho do plano de falha.
· Classificação baseada no sentido do movimento 
– Falhas normais o teto desce em relação ao piso.
– Falhas inversas o teto sobe em relação ao piso.
– Falhas direcionais de movimentos horizontais.
· Classificação quanto a inclinação do plano de falha
– Falhas verticais figura a.
– Falhas de alto ângulo (60° – 90°), figura b.
– Falhas de médio ângulo (30° – 60°), figura c.
– Falhas de baixo ângulo (0° – 30°), figura d.
– Falhas horizontais figura e.
· Classificação quanto a retilineidade do traço da falha (em seção) 
1. Falhas retas a superfície de falha é plana e o traço da falha em seção é reto.
– Associadas a homogeneidade do campo reológico, rasas.
2. Falhas lístricas 
· Feições associadas as falhas 
1. Roll over antiforme formado no bloco do teto pelo movimento da falha.
2. Horse é uma fatia aprisionada entre duas falhas convergentes
3. Hanging wall sinform (sinforme do teto) sinforme localizado no teto da falha normal e criado pela rotação de blocos.
4. Detachment fault superfície de movimentação principal, localizada na porção mais profunda dos blocos, para onde convergem as falhas menores.
5. Decollement fault falha de deslocamento. Mesma definição do detachment, para o caso de existir um controle reológico no desenvolvimento da falha.
6. Estrutura duplex estrutura formada por falhas isoladas por duas falhas maiores denominadas falha do teto (roof fault) e falha do assoalho (floor fault).
7. Back thrust retro empurrão, empurrões que se desenvolvem em sentido contrário ao empurrão principal.
8. Estrutura pop up fatia crustal separada por uma falha inversa e um retro empurrão (falhas divergentes). 
9. Zona triangular fatia crustal isolada entre duas falhas inversa e um retro empurrão.
10. Thrust sheets lasca de empurrão ou escamas de empurrão, fatias isoladas entre duas falhas inversas.
11. Thrust nappes napes de cavalgamento, lascas de empurrão alóctonas, com deslocamentos superiores a 10 km.
12. Leque imbricado conjunto de falhas inversas que convergem para baixo e se abrem para cima. Na base, normalmente ocorre uma zona de deslocamento.
13. Blind thrust empurrões cegos, zonas de empurrão que não alcançam a superfície do terreno.
· Elementos de uma falha 
1. Plano de falha é a superfície ao longo do qual se deu o deslocamento. Sendo uma descontinuidade que separa esses dois blocos.
2. Zona ou espelho de falha é uma faixa que acompanha o plano de falha, representada por um fraturamento ou esmigalhamento + intenso das rochas.
3. Linha de falha é a linha formada pela interseção do plano de falha com a topografia.
4. Rejeito é a medida do deslizamento linear resultante do movimento que ocasionou a falha. Sendo a menor distância entre dois pontos que estavam juntos antes da fratura e do deslocamento. Distância de um ponto a outro, o quanto que a falha moveu.
5. Lapa ou Muro bloco situado por baixo do plano de falha.
6. Capa ou Teto bloco situado por cima do plano de falha.
· Critérios de identificação de falhas
1. Lineamentos estruturais
2. Escarpas
3. Facetas trapezoidais e triangulares nas escarpas
4. Deslocamentos de marcadores (camadas, diques, cristas de serra) ao longo do traço da falha
5. Truncamento abrupto dos traços de foliação ou de fraturas
6. Modificações no padrão da drenagem
7. Súbita interrupção de camadas
8. Variação no mergulho de camadas em cada lado da falha
9. Repetição ou ausência de camadas
10. Contato brusco, linear e anormal entre rochas distintas
11. Contato reto entre rochas do embasamento com sequências sedimentares/metassedimentares que fazem limites de bordo.
· Falha no ambiente rúptil, principal processo que ocorre é quebra/trituração da rocha em nível crustal raso, o tempo é curto, com temperaturas muito baixas sem reações metamórficas, sem ocorrência de mudança de mineralogia da rocha, fluidos podem percolar e preencher o espaço ao longo da falha.
No meio se formou nova foliação, ocorreu diminuição do tamanho dos grãos, as estruturas que existiam no meio provavelmente foram transpostas, nessa escala de afloramento não reconhece mais nada da estrutura pretérita, pode ter tido mudança mineralógica, onde os minerais que existiam antes foram desestabilizados dentro da zona de cisalhamento formaram outros minerais.
Falha no ambiente rúptil onde a rocha deformada foi toda quebrada/triturada com uma matriz mais fina e há geração de fragmentos angulosos de tamanhos diferentes. 
É uma brecha tectônica que contém fragmentos angulosos de tamanho variado envolto em uma matriz fina. 
Brecha tectônica ao longo de uma falha de empurrão. 
Nem toda falha observa brecha.
Falha em ambiente rúptil pode encontrar estrias no plano de falha.
· Faces trapezoidais associados a falhas normais.
· Rampa e piso geometria comum em falhas extensionais de larga escala é a 
– Combinação de duas rampas ligadas por um segmento sub-horizontal. 
– A geometria em rampa-patamar-rampa gera deformação extensional na capa, que se ajusta à geometria da falha durante os movimentos.
– Uma série de blocos de falha em forma de cunha pode desenvolver-se acima de um conjunto rampa-patamar-rampa, onde as falhas extinguem-se para cima ou atingem a superfície. 
– Uma série de falhas ou blocos de falha é denominado zona de imbricação extensional. 
– Uma série de lente, extensional que juntas, formam um duplex extensional. De base e topo similar aos duplexes contracionais. 
– Além da forma lístrica, falhas normais podem ter uma superfície de falha com mudanças abruptas no ângulo de mergulho controladas por estratos de competência diferentes, podem possuir uma forma de:
1. Piso é suave, sendo menos competente, com ângulo de mergulho sub-horizontal.
2. Rampa porções mais inclinas das superfícies de falha, é íngreme, sendo mais competente, são feições que ocorrem ao longo do plano de falha. Se fratura primeiro, com um alto ângulo de mergulho. 
· Horst bloco que se ergueu entre duas falhas. É uma elevação, alto.
· Graben parte funda/abatida de duas falhas, o que está no meio desce. Capa desce em relação a lapa. É uma depressão, baixo.
· Sistema graben-horst simétrico onde as falhas normais mergulham para lados opostos.
· Hemi graben possui um plano de falha, um bloco por baixo do plano de falha, que é a lapa. Um bloco por cima do plano de falha que é a capa. Falha normal. É metade de um graben. É assimétrico produzido por afundamento geral somente para um lado, diferente de um sistema graben-horst simétrico onde as falhas normais mergulham para lados opostos.
· Hemi grabens e Zonasde Acomodação o rifte desenvolve-se como uma série de hemi grabens com mergulhos opostos. 
– Cada hemi graben tem uma geometria curva, meia-lua e onde um hemi-graben termina, outro se inicia, com mergulho oposto. 
– Dependendo do arranjo dos grabens e das falhas secundárias na capa, podem-se formar altos (horsts) e baixos (grabens) bacinais. 
– Zona de acomodação pode ser usado para a estrutura de sobreposição de hemi grabens.
· Geometria das Falhas as falhas contracionais no antepaís de uma zona orogênica formam tipicamente zonas de imbricação, que correspondem a uma série de falhas reversas de atitude similar, conectadas entre si por uma falha mestra de base de baixo ângulo. 
– Se houver uma falha mestra de topo definindo o limite superior dessa zona, todo o conjunto é denominado estrutura duplex. 
– Uma estrutura duplex é constituída por cavalos arranjados de modo similar a cartas imbricadas de um baralho. 
Os cavalos apresentam tipicamente uma geometria em S em perfil vertical e com o mergulho tendendo para o além-país. 
– A combinação de dois cavalgamentos de baixo ângulo em diferentes níveis estratigráficos, conectados por uma falha reversa de alto ângulo (rampa), forma um conjunto denominado falha com patamar-rampa-patamar, uma terminologia também aplicada a falhas extensionais. 
– As rampas também podem produzir cavalgamentos ou falhas reversa com sentido oposto de deslocamento. 
– Esses retros empurrões formam-se em decorrência de complicações geométricas nas rampas e parecem ser mais comuns nas rampas com maior ângulo de mergulho.
· Estilólitos ou Stylolites soluções por pressão que ocorrem como fraturas, em calcários. 
1. Estilólito é a visão normal do plano. 
2. Estikolito é a visão oblíqua do plano.
3. Slickenside/estrias de deslizamento é a visão paralela ao plano. São superfícies polidas e estiradas resultantes da fricção ao longo do plano de falha durante o deslocamento.
· Estruturas extensionais/Sistema de Falhas em Dominó rift em crosta superior tem blocos rotacionados, arranjados de modo análogo a peças de dominó. 
– A extensão da crosta resulta tanto em um sistema simétrico de Horst e Graben, como um sistema em dominó. 
– Para facilitar o desenvolvimento de falhas em estilo dominó, deve ter a presença de uma zona de fraqueza de baixo ângulo, sendo provocado por uma formação litológica sobre pressão, uma camada plástica de argila, sal, ou uma falha pré-existente que pode ser reativada. 
– A ausência de planos de fraqueza ou zona de deslocamento com caimento suave favorece um modelo simétrico de Horst e Graben. 
– Encaixando-se em dois modelos: Dominó Rígido e o Dominó Soft.
1. Modelo de Dominó Rígido série de blocos rígidos de falha, rotacionados de modo uniforme, não há deformação interna nos blocos e as falhas terminam com o mesmo rejeito que é constante, são paralelas entre si além das camadas e falhas serem planas.
2. Modelo de Dominó Soft os blocos falhados raramente ou nunca se comportam como objetos rígidos, onde os riftes afetam rochas não competentes ou sedimentos inconsolidados. Esse modelo permite a deformação interna dos blocos falhados como variação no tamanho, nos rejeitos e dobramento de camadas.Colapso de Hanging wall e Footwall
· Colapso de Lapa gigantes blocos de falha se formam e são rotacionados em sistemas de rifte; 
Cristas elevadas dos blocos colapsam sob a influência da gravidade e das forças tectônicas, ou somente a gravidade causa o colapso da lapa. 
– O colapso gravitacional e o deslizamento em falhas superficiais curvas criam relações estratigráficas complexas, que são desafios à exploração de petróleo. 
– Os deslizamentos são controlados pela presença de camadas menos resistentes, como argila, sedimentos com sobre pressão e sal, e desenvolvem dobras e falhas contracionais no sopé, além de falhas extensionais na parte central e posterior.
· Brecha tectônica ocorre ao longo do plano de falha, um bloco se move em relação ao outro, gera atrito entre um bloco e outro, que causa a quebra da rocha. 
– Gera fragmentos angulosos de tamanhos diferentes. 
– Com matriz fina, os blocos são angulosos. 
– Nem toda brecha é associada com falha. 
– O espaço gerado por uma falha, preenchido por fragmentos da rocha encaixante, com uma matriz de fragmentos finos da rocha encaixante, gera uma brecha, em ambiente rúptil.
– Pode ocorrer em ambiente dúctil, forma milonitos, de matriz mais fina devido a recristalização dos minerais, algum casos esses minerais não recristalizam ou se recristalização for pouca, terá tamanhos maiores gerando porfiroclastos. 
– Algumas brechas podem se formar devido o esmagamento de rochas pré-existentes, durante o metamorfismo cataclástico.
· Cataclasito é um termo genérico para qualquer rocha formada em um ambiente de falha.
· Rejeito (slip) de uma falha é o deslocamento de pontos/objetos anteriormente adjacente. 
– O rejeito é medido no plano de falha entre dois pontos que estavam unidos antes de ocorrer a falha, ou do contato entre duas camadas, dique, fóssil ou qualquer elemento de possa ser observado de um lado e de outro lado da falha.
Rejeito total (net slip) – AB. 
– Distância medida no plano de falha em dois pontos deslocados pela falha. 
– O rejeito total é um vetor com suas respectivas decomposições. 
– O quanto se moveu sobre o plano de falha. 
– Antes do deslocamento, ponto A e B estavam juntos. Movimento oblíquo. 
– A capa desceu fazendo ângulo com a direção de mergulho do plano da falha. Distância A para o ponto B tem um rejeito total. 
– θ = caimento (dip) do rejeito total (AB) 
– O ângulo ρ = obliquidade (Rake) do rejeito total (AB).
– O rejeito total é dividido em:
1. Rejeito de mergulho (dip-slip) componente do rejeito total. Medido ao longo do rumo do mergulho do plano de falha. AC = DB.
2. Rejeito direcional (strike-slip) componente do rejeito total. Medido paralelamente a direção (strike) do plano de falha. AD = BC. 
3. Rejeito horizontal componente horizontal do rejeito total. Separação horizontal. Distância entre dois pontos que anteriormente estavam juntos. AE.
4. Rejeito vertical componente vertical do rejeito total e do rejeito de mergulho. Distância na vertical entre os pontos. AF. 
5. Rejeito horizontal de mergulho componente horizontal do rejeito de mergulho. CF. 
· Separação (deslocamento) distância entre dois corpos que estavam inicialmente juntos. 
– Medida num plano diferente do plano de falha em qualquer direção. 
– Medida em qualquer plano de falha, pode ser obtida a partir de mapa. 
– Distância entre dois corpos que estavam inicialmente juntos. 
– A separação é dividida em:
1. Separação vertical (vertical separation) determinada segundo uma linha vertical em um plano vertical. Throw.
2. Separação horizontal medida em um plano horizontal em qualquer direção. 
3. Separação direcional (strike separation) medida paralelamente a direção do traço do plano da falha. Pode ter movimento levogiro/sinistral, é o deslocamento da direita para esquerda. Há também o dextrogiro/dextral que é o deslocamento da esquerda para direita. 
5. Separação de mergulho (dip separation) é medida segundo a inclinação da falha.
6. Separação normal (normal separation ou offset) medida perpendicularmente a direção do horizonte falhado. 
7. Recobrimento (overlap) projeção sobre uma das partes do traço do horizonte deslocado, da outra parte do traço que se que se superpõe ao primeiro. 
· Estria movimento sobre um plano de falha, pode ocorrer a formação de estrias no plano de falha. – A estria pode ser de algum mineral fibroso, que cresceu no plano de falha, fica estriado no plano da falha ou por arrasto de algum elemento que estava no bloco, que foi estufado ou sofreu marcação do plano oposto, em que bloco 1 pode ter movido bloco 2. 
– Estria no plano = lineação. 
– Deformação do ambiente rúptil. 
– Quebra de pequenas partes e separa, é como se cada ressalto fosse um limite entre o plano de falha, se comporta como um só plano. 
– O ressalto serve de indicador cinemático, para saber em qual o sentido do movimento. 
– Estria