Geologia Estrutural 2 - Mecanismos de Deformação

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8.1) Defina os seguintes termos e comente se houver diferenças nos conceitos
envolvidos nas definições dadas por diferentes autores:
a. Mecanismos de Deformação
Se os processos em microescala causarem mudança na forma ou volume da rocha, eles
são denominados de mecanismo de deformação. Incluem rotação com
recristalização,migração de limites de grão e, em alguns casos, rotação rígida
(Fossen,2016).
Os mecanismo de deformação lidam com estruturas de deformação na escala de grãos
individuais.Deformação frágil em escala de grão e fluxo cataclástico ocorre na crosta
superior ou em alta taxa de deformação. Em níveis mais profundos da crosta, as rochas se
deformam por fluxo dúctil através uma gama de mecanismos de deformação de escala de
grão dúctil, como dissolução e precipitação, deformação intracristalina por deslocamento de
deslocamento e fluência, difusão creep, twinning e kinking. A deformação dúctil nas rochas
não poderia levar a alta deformação se não fosse acompanhada por mecanismos que
reduzissem os danos impostas durante o processo de deformação (Cees W. Passchier e
Rudolph A. J. Trouw, 2005).
Passchier e Trouw definem que a deformação é na escala de grão, enquanto no fossen fica
subentendido. O Fossen faz uma definição mais direta e cita alguns casos em sua definição
para explicar os outros ao longo do capítulo, já Passchier e Trouw já apresentam uma
definição mais completa com uma série de informações que serão aprofundadas mais tarde.
b. Microestruturas
As estruturas que podem revelar o mecanismo predominante de deformação são,em geral,
microscópicas e recebem o nome de microestruturas. Apresentam desde tamanho de um
átomo até a escala de agregados de cristais (Fossen,2016).
Neste livro, usamos os termos microestrutura e microfabric como sinônimos .Elementos de
microfabric podem incluir a forma do grãos, limites do grão, lamelas de deformação,
agregados de grãos com forma semelhante e orientação preferencial da rede (Cees W.
Passchier e Rudolph A. J. Trouw, 2005).
A grande diferença é que Passchier e Trouw definem que microestrutura e microfabric são
sinônimos e definem seus elementos. Já Fossen faz uma definição que são estruturas
microscópicas que podem revelar o mecanismo predominante de deformação.
c. Têmpera (Annealing)
termo da metalurgia usado para indicar processos de recuperação e recristalização estática
induzida por aquecimento passivo de um material previamente deformado. O termo também
é algumas vezes usado para a interpretação de microestruturas em rochas.(Cees W.
Passchier e Rudolph A. J. Trouw, 2005)
Termo somente encontrado no Passchier e Trouw, mesmo buscando em outras fontes não
foi encontrado uma melhor definição ou mais completa que os dois definiram para a
geologia.
d. Textura (Texture) e Trama (Fabric)
Uma trama é formada por minerais e agregados de minerais segundo uma orientação
preferencial penetrativa na rocha com espaçamento em escala microscópica a centimétrica
(Fossen,2016).
Uma trama inclui a configuração espacial e geométrica completa de todos aqueles
componentes que constituem uma rocha. Abrange conceitos como textura, estrutura e
orientação cristalográfica preferencial. As partes que compõem uma trama , também
conhecidas como elementos da trama, devem ser desenvolvidos de forma penetrante e
repetida ao longo de um volume de rocha; uma única falha em um volume da rocha não é
considerada parte da trama, mas um grande número de planos de foliação paralelos são.
(Cees W. Passchier e Rudolph A. J. Trouw, 2005).
Passchier e Trouw aprofundam mais os termos de trama que o Fossen, eles definem que
abrange conceitos como textura, estrutura e orientação cristalográfica preferencial. Além de
definir que é necessário um grande número de falhas em um volume de rocha para fazer
parte da trama.
Na literatura não geológica sobre metais e cerâmicas, o termo textura é geralmente usado
para orientação preferencial de rede. Por outro lado, a maioria dos livros mais antigos sobre
metamórfico petrologia faz uma distinção entre a textura e a estrutura de uma rocha
metamórfica. Nestes textos, a textura refere-se aos aspectos geométricos das partículas
componentes de uma rocha, incluindo tamanho, forma e arranjo, enquanto a estrutura
geralmente se refere à presença de camadas composicionais, dobras, foliação, lineação,
etc. Na verdade, não há diferença clara entre os dois conceitos e o subcomissão sobre a
sistemática de rochas metamórficas de o IUGS recomenda substituir o termo textura por
microestrutura (Cees W. Passchier e Rudolph A. J. Trouw, 2005).
Somente o Passchier e Trouw apresentaram esse conceito de textura em relação aos
mecanismos de deformação. Somente definição para definir texturas de rochas
metamórficas e ígneas, no contexto da petrologia e não para a estrutural.
e. Regime friccional
Os mecanismos de deformação em microescala mencionados são denominados
mecanismos de deformação rúptil; o termo rúptil pode ser usado tanto em relação ao estilo
de deformação como aos mecanismos de deformação em microescala. Podemos, portanto,
nos referir aos mecanismos de deformação rúptil, o que indica uma deformação friccional
em microescala, e ao regime rúptil, onde tais mecanismos predominam. Se desejarmos
usar uma expressão que não se aplique ao estilo de deformação, podemos usar os termos
deformação friccional ou regime friccional (Fossen,2016).
Em baixa temperatura ou alta taxa de deformação, as rochas mudam de forma por
deformação friccional , ou seja, por formação de fratura e propagação associada ao
movimento ao longo das falhas. Na terminologia de deformação friccional uma fratura é um
plano descontinuidade geralmente com alguma dilatação, incluindo fissuras, juntas (grandes
fissuras) e falhas. Uma rachadura ou junta abre perpendicularmente ao plano da fratura e
tem sem deslocamento; uma falha tem deslocamento lateral. Uma falha de propagação tem
uma zona de progresso em sua ponta, onde se formam microfissuras isoladas e se
propagam, a densidade das microfissuras aumenta gradualmente e finalmente, as
microfissuras se conectam para formar uma passagem. O movimento sobre a falha separa
gradualmente os segmentos de grãos e um volume de rocha falha frágil é produzido ao
longo da falha ativa (Cees W. Passchier e Rudolph A. J. Trouw, 2005).
Fossen e Passchier têm definições parecidas para o regime friccional, contudo enquanto
Fossen apresenta uma ideia mais geral , Passchier e Trouw são mais específicos quando
as condições e as estruturas que estão presentes.
f. Deformação intracristalina
A deformação intracristalina ocorre dentro dos grãos minerais individuais. Microestruturas
intra cristalinas maiores podem ser observadas pelo microscópio óptico e abrangem
fraturamentos de grãos,geminações de deformação e bandas de deformação (plástica)
(Fossen,2016).
Os cristais podem deformar internamente sem “brittle fracturing” pelo movimento dos
chamados defeitos de rede, um processo conhecido como deformação intracristalina.
Definida como deformação por movimento de vagas ou deslocamentos na estrutura
cristalina( pág. 313, no Glossário )(Cees W. Passchier e Rudolph A. J. Trouw, 2005).
O Passchier e Trouw fornecem uma definição mais completa do processo, diferentemente
do Fossen que cita os processos que fazem parte da deformação intracristalina, mas não há
definição de fato.
g. Defeitos intracristalinos
Defeitos cristalinos de qualquer grão mineral, deformado ou não, contém um número
significativo de defeitos. Esta é uma das formas de o cristal acumular energia (livre) em seu
retículo. Quanto maior for a densidade de defeitos, maior será a energia acumulada.
Há dois tipos principais de defeitos. Alguns deles são chamados de defeitos pontuais,
representados por vacâncias ou, secundariamente, por impurezas como átomos excedentes
na estrutura. O defeito pontual é aquele representado pela ausência de um átomo. A
migração das vacâncias é denominada difusão (Fossen,2016).
Defeitos de rede em cristais podem ser agrupados em defeitos pontuais e defeitos de linha
ou deslocações.Defeitos pontuais estão faltando ou pontos extras da rede (átomos ou
moléculas) conhecidas respectivamente como vacâncias e intersticiais . Os defeitos da linha
podem ser devido a uma metade "extra" plano de rede no cristal. O fim de tal plano é
conhecido como deslocamento de borda. Além de borda deslocamentos, deslocamentos de
parafuso existem onde parte de um cristal é deslocado ao longo de uma distância de rede e
é, portanto, torcido( Cees W. Passchier e Rudolph A. J. Trouw, 2005).
A principal diferença é que o Fossen fala que os defeito intra cristalino é uma das formas de
o cristal acumular energia (livre) em seu retículo, já o Passchier e Trouw só definem quais
são esses defeitos, não chegam a comentar nada sobre a energia acumulada.
h. Arrasto por Difusão (Diffusion creep)
Difusão por fluência A migração de vacâncias em retículos cristalinos é denominada
transferência de massa por difusão, em geral chamada simplesmente de difusão ou de
difusão por fluência (diffusion creep). A taxa desse processo não é alta, talvez seja da
ordem de poucos centímetros por milhões de anos. Em algum momento as vacâncias
pontuais irão atingir o limite dos grãos e dissipar-se. As vacâncias migram na direção de
locais de máximo esforço e, com isso, os cristais adquirem uma trama ou deformação,
Durante esse processo, o cristal torna-se mais regular e sua estrutura aproxima-se da de
um cristal perfeito (Fossen,2016).
Arrasto por difusão - deformação devido à migração de vagas
através da rede de cristal. Se a temperatura em uma rocha deformada for relativamente alta
com relação à temperatura de fusão do constituinte minerais, os cristais se deformam quase
exclusivamente por migração de vagas através da rede. Este processo é conhecido como
transferência de massa difusiva em escala de grão. tem dois tipos básicos: Arrasto de Coble
e arrato de Nabarro-Herring. O primeiro opera por difusão de vagas no cristal rede ao longo
dos limites do grão; o último por difusão de vagas em toda a rede cristalina. Muitos
geólogos usam arrasto por difusão como um termo coletivo para arrasto de Coble ou
Nabarro-Herring e superplasticidade ou fluxo granular, uma vez que as leis de fluxo
reológico, pois esses processos são muito semelhantes (Cees W. Passchier e Rudolph A. J.
Trouw, 2005).
Fossen apresenta uma definição mais claro do termo arrasto por difusão, já Passchier e
Trouw já parecem utilizar esse termo para incluir arrasto de coble (coble creep) e arrasto de
Nabarro-Herring, e o Fossen não faz essa associação com tais termos.
i. Arrasto por deslocações (Dislocation creep)
O termo fluência de deslocamentos abrange tanto a formação como a movimentação e a
destruição de deslocamentos em um cristal. Apenas um pequeno volume em torno de um
defeito em linha é deformado durante a fluência de deslocamento. O processo de migração
de um deslocamento em linha é denominado deslizamento de deslocamento.
A fluência de deslocamentos permite que a deformação ocorra sob um esforço diferencial
muito menor que o necessário para o fraturamento rúptil. Por esse motivo, as rochas não
se fraturam enquanto a fluência de deslocamentos estiverem ocorrendo (Fossen,2016).
There are two main types of deformation based on dislocation creep, depending on the
accommodating process, climb-accommodated dislocation creep associated with SGR
recrystallisation , and recrystallisation-accommodated dislocation creep where grain
boundary migration is the accommodating mechanism (Cees W. Passchier e Rudolph A. J.
Trouw, 2005).
A definição do Passchier e Trouw foi transcrita no original para o melhor entendimento da
frase que ficou confusa ao ser traduzida. Fossen apresenta uma definição mais completa
desse termo.
0. Leis de fluxo (Flow laws) e Mapas de mecanismos de deformação
A migração de deslocamentos depende não apenas da temperatura (T). mas também do
esforço diferencial (σd) e da energia de ativação (E*) envolvidos. Essas três variáveis
podem ser relacionadas à taxa de deformação (e) por meio de uma lei de fluxo, que
também depende do mecanismo de deformação e é uma equação constitutiva, pois
relaciona esforço e taxa de deformação. As leis de fluxo relacionam os esforços e a taxa de
deformação e dependem do mecanismo predominante de deformação, que,por sua vez,
depende do mineral e da temperatura. As leis de fluxo são úteis para estimar a resistência
da litosfera. Como as leis de fluxo de dados experimentais indicam que uma crosta torna
menos competente à medida, a temperatura e a pressão aumentam dentro do regime
plástico. Ao mesmo tempo, sabemos que há um limite de temperatura para a deformação
plástica. As temperaturas mais baixas, o deslizamento friccional controla a resistência da
crosta, o que significa que a resistência da crosta superior é controlada pela quantidade de
esforço necessária para a ativação ou esse regime é controlado pela lei de Byerlee
(Fossen,2016). Os diferentes mecanismos de deformação que operam em um certo mineral
sob condições físicas podem ser expressos em um mapa de mecanismos de deformação.
Em mapas de esforço- temperatura são traçadas de linhas de contorno com intervalos de
taxas de deformação. Os mapas baseiam-se em dados experimentais, extrapolados
geologicamente importantes, e em considerações teóricas( Fossen,2016).
O comportamento reológico de minerais e rochas é geralmente expressa em leis de fluxo.
No a equação para deslocamento de deslocamento dada aqui, taxa de deformação é
independente do tamanho do grão, mas tem um forte não linear (lei de potência)
dependência da taxa de deformação no estresse. No equações para fluência de difusão,
taxa de deformação tem uma dependência linear no estresse, mas uma dependência não
linear do grão Tamanho. Leis de fluxo foram propostas com base em experimentos
e considerações teóricas. Mapa do mecanismo de deformação mostra campos nos quais
certa deformação os mecanismos são predominantemente, embora não exclusivamente,
ativos. Também são mostradas curvas projetadas para várias taxas de deformação, que dão
uma indicação da relação de estresse e taxa de deformação para uma temperatura
específica. Cataclase ocorre apenas acima de um certo nível de estresse diferencial, que é
dependente na pressão do fluido e na temperatura . Uma vez que o tamanho do grão
desempenha um papel importante na determinação qual mecanismo de deformação estará
ativo, vários mapas para diferentes tamanhos de grãos são normalmente fornecidos.
Apesar de cada autor utiliza palavras diferentes para as suas definições, no final das contas
elas são muito parecidas em seu contexto total, tanto para as leis de fluxo quanto para os
mapas de mecanismos de deformação, apesar de haver algumas pequenas diferenças.
8.2) Descreva como atua e as características distintivas dos seguintes mecanismos
de deformação:
a. Cataclase
Os aspectos característicos da deformação rúptil são o fraturamento e o deslizamento
friccional. Uma distinção pode ser feita entre o fraturamento intergranular, o fraturamento
intragranular, o deslizamento friccional em fraturas e limites de grãos e a rotação de grãos.
A combinação desses mecanismos de deformação é denominada fluxo cataclástico. Note
que as expressões intergranular e intracristalino são equivalentes, sendo que intragranular é
usado em meios granulares como areia e arenito, enquanto o termo termo cristalino é usado
em rochas cristalinas cuja porosidade é quase nula .A deformação de areia inconsolidada
ou de arenito pouco consolidado soterrado a profundidades menores que 1 km é controlada
por dois mecanismos: rolamento de grãos (rotação de grãos) e deslizamento friccional nos
contatos de grãos. Os processos que envolvem esses mecanismos são denominados fluxo
particulado ou fluxo granular. Nesse caso, a deformação é intergranular, pois não há
deformação interna permanente nos grãos.O fluxo granular caracteriza a deformação de
sedimentos altamente porosos durante cisalhamento ou em resposta a carga vertical
(compactação). Se os esforços através dos contatos entre os grãos foremsuficientemente
altos, os grãos de um sedimento altamente poroso ou de uma rocha sedimentar irão
fraturar-se. As fraturas confinadas a grãos individuais são fraturas intragranulares. Sob
certas circunstâncias (baixa pressão nos poros e pequenas áreas de contato), as
microfraturas podem ocorrer próximo à superfície, em geral produzindo pequenas lascas
dos grãos. Esse tipo de fraturamento é denominado lascagem . Sob pressões confinantes
maiores, correspondentes a profundidades de mais de 1 km, as fraturas dividem os grãos
em fragmentos de tamanho mais homogêneo, e esse mecanismo pode ser denominado
fraturamento transgranular. Usamos o termo transgranular como um substituto intergranular,
ou seja, em relação a fraturas que cortam vários grãos: esses termos, portanto, devem ser
usados com cuidado. Uma vez fraturados, os grãos reorganizam-se por deslizamento
friccional e rotação, causando uma redução de porosidade.Grãos em rochas não porosas
ou de baixa porosidade desenvolvem fraturas intergranulares já nos estágios iniciais da
deformação. A medida que mais fraturas se formam, o deslizamento friccional ao longo
dessas fraturas e a rotação de grãos podem ser suficientes para caracterizar a deformação
como um fluxo cataclástico A partir desse ponto, a rocha torna-se moída, formando um
gouge, uma brecha ou um cataclasito. Em geral, a cataclase em rochas de baixa
porosidade envolve a dilatação e o aumento da permeabilidade, devido à formação e
abertura de fraturas. O gouge não coeso e as brechas são predominantes até poucos
quilômetros de profundidade, enquanto as brechas coesas e os cataclasitos são mais
comuns em profundidades de aproximadamente 3-5 km a 10-12 km.
As fraturas são fáceis de reconhecer por sua natureza aguda, estreita e geralmente reta e
pelo deslocamento dos marcadores. Mais difícil é o reconhecimento de tais estruturas
quando cicatriz (healed) e impressas. As fraturas cicatrizadas podem ser reconhecidas
como matrizes de inclusões fluidas ou sólidas em um plano. Zonas de fluxo cataclástico em
seção delgada podem ser confundidas com zonas de cisalhamento que consistem em
material tingido recristalizado. Um cataclasito difere de uma rocha dúctil deformada e
recristalizada por uma faixa maior no tamanho do grão e pela presença de grãos que têm
contornos angulares e limites retos nítidos, e a presença de fragmentos de rocha
policristalinas.
b. Dissolução por pressão
solução (ou dissolução) por pressão é outro processo importante de difusão. Ela tem
similaridades com a fluência de Coble e pode ser tratada matemática e geometricamente de
modo similar. Entretanto, no caso da solução por pressão, a difusão ocorre em uma película
fina de fluido presente ao longo dos limites dos grãos. Um nome mais adequado para
solução por pressão é, portanto, difusão por via úmida. A difusão por via úmida pode
ocorrer a temperaturas muito baixas (mesmo diagenéticas). Nesse tipo de difusão, o mineral
é dissolvido e os íons são carregados pelo fluido, precipitando-se em outros locais. Esse
mecanismo é quimicamente controlado, mas é também fortemente afetado pela pressão. A
dissolução é significativamente mais rápida onde os esforços são altos, em especial vias
superfícies orientadas de modo perpendicular a σ1, enquanto a precipitação é favorecida
nas superfícies que estão em alto ângulo com σ3 . Em rochas porosas, a difusão por via
úmida nos contatos dos grãos é favorecida pela concentração de esforços nesses pontos.
A evidência para a ação da solução de pressão é a presença de objetos truncados, como
fósseis, grãos detríticos, seixos e fenocristais idiomórficos, truncamento de zoneamento
químico em cristais como granada ou hornblenda (Berger e Stünitz e o deslocamento de
camadas em certos planos. Neste último caso, entretanto, a possibilidade de
escorregamento ao longo do contato também deve ser considerada; se o contato for
indentado, o deslocamento é provavelmente devido à solução de pressão. Os grãos
esféricos podem formar contatos indentados. Grãos de tamanhos iguais ficarão em contato
ao longo de superfícies relativamente planas, enquanto grãos pequenos tendem a se formar
em grãos maiores. Os planos em que ocorreu a solução de pressão são comumente ricos
em material opaco ou micáceo, que é deixado para trás ou depositado durante o processo
de solução.
c. Geminação mecânica
Os esforços podem causar flexão mecânica ou torção das estruturas cristalinas de alguns
minerais, mesmo a baixas temperaturas. O feldspato plagioclásio e a calcita são exemplos
comuns. Algumas estruturas de deformação intercristalinas são conhecidas como
geminações de deformação, geradas pelo processo de geminação mecânica. A geminação
mecânica não causa a ruptura da estrutura cristalina e é, portanto, considerada um
mecanismo de deformação plástica. Essas estruturas devem ser separadas de as
geminações formadas durante o crescimento cristalino (geminações de crescimento) e
resfriamento (geminações de transformação). Como as geminações de deformação são
encontradas apenas em alguns dos minerais mais comuns, elas são facilmente
perceptíveis. Um critério útil de identificação é a tendência de as geminações mecânicas se
afunilarem e formar padrões interdigitados.A geminação mecânica pode acomodar
deformações de cisalhamento de pequena magnitude. A quantidade de deformação de
cisalhamento associada a uma única torção na estrutura cristalina é restrita a um ângulo
fixo (38° em calcita), que é o ângulo que faz do plano de geminação um plano de simetria
(especular). A deformação de cisalhamento na porção geminada de um cristal de calcita
equivale a tg(38°) = 0,78. Dependendo de quanto do cristal está geminado, a deformação
do cisalhamento total acomodada pelo grão será em torno de metade desse valor.
Após a formação de um geminado, a deformação subsequente pode ser acomodada pela
formação de novos geminados. Em agregados de grãos de calcita geminados, os diferentes
grãos são cisalhados de acordo com sua orientação cristalográfica. Aqueles grãos cuja
orientação é favorável em relação ao eixo X do elipsóide de deformação são mais
cisalhados que os demais grãos. Assim sendo, a orientação do elipsóide de deformação
também pode ser determinada. De modo geral, a geminação mecânica de calcita é um
mecanismo de deformação plástica de pequena magnitude e de baixa temperatura que
contém informações sobre o campo de esforços no momento da deformação.
d. Recuperação
Recuperação Processos como a fluência de deslocamentos reduzem a energia intema
de um grão mineral por meio da migração de deslocamentos para o limite de grão ou da sua
coleta em zonas interiores dos grãos. Os deslocamentos podem organizar-se em paredes
de deslocamentos . Tais paredes são visíveis em seções delgadas se contiverem suficientes
deslocamentos. O que as torna visíveis é a mudança da orientação cristalográfica. Para
minerais como o quartzo, as porções do cristal nos dois lados da parede apresentam
ângulos de extinção ligeiramente diferentes. Portanto, a extinção ondulante é indicativa da
presença de paredes de deslocamento em grãos minerais. Zonas alongadas no interior do
grão, com ângulos de extinção ligeiramente diferentes , são conhecidas como bandas de
deformação. Estas não têm nenhuma relação com as bandas de deformação mesoscópica
em arenitos deformados e, a menos que o significado esteja claro pelo contexto, esse termo
deve ser reservado para descontinuidades tabulares causadas pela deformação de rochas.
Se os deslocamentos migrarem ainda mais e se arranjarem em redes bem definidas,
pequenos domínios com poucos indícios de deformação irão surgir em um processo
denominado formação de subgrãos. Os subgrãos são porções poligonais de um grão
mineral, ligeiramente deslocadas (em geral, > 5) em relação aos domínios vizinhos ou ao
cristal hospedeiro. A formação de subgrãos é um estágio avançado do processo de
recuperação, em que os grãos deformados podem reduzir sua energia pela remoção ou
redistribuição dos deslocamentos. A recuperação engloba todos os processos que movem,
ou anulam ou agrupam os deslocamentos em paredes que separam porções dos grãos
originais com orientações cristalográficas ligeiramente diferentes.
Em resposta à recuperação, os deslocamentos tendem a se concentrar em zonas planas do
cristal, diminuindo a densidade de deslocamento em outras partes. Em seção delgada, isso
resulta na ocorrência de zonas no cristal que têm extinção aproximadamente uniforme, e
cujo grau mede uma pequena distância em outros setores de cristal semelhantes com uma
orientação ligeiramente diferente. Essas zonas de transição são conhecidas como bandas
de deformação. Eles podem ser considerados como um estágio de transição entre a
extinção ondulante e os limites do subgrão.
e. Recristalização dinâmica e f. Recristalização estática
A recristalização é o processo pelo qual grãos deformados e com alta densidade de
deslocamentos são substituídos por grãos não deformados e praticamente sem
deslocamento. A recristalização que ocorre enquanto a rocha está sendo deformada (sob
esforço diferencial) é denominada recristalização dinâmica. As rochas também podem
recristalizar-se quando a deformação cessa. Nesse caso, o processo é denominado
recristalização estática ou anelamento. A recristalização estática tende a produzir cristais
maiores e mais homogêneos, tipicamente em arranjo poligonal. Grãos formados em
recristalização dinâmica são continuamente recristalizados sob a influência de esforços
tectônicos. Novos deslocamentos formam-se nos grãos, visíveis em seção delgada pela sua
extinção ondulante. Os grãos recristalizados de modo dinâmico deformam-se com
orientação preferencial que depende do sentido do cisalhamento. Há uma competição entre
a deformação contínua por mecanismo de deformação plástica em cristais e a recuperação
estimulada pela temperatura durante a recristalização dinâmica. Quanto mais elevada for a
temperatura, mais rápida será a recristalização.
A evidência de recristalização dinâmica é geralmente mais difícil de encontrar do que
evidências de deformação ou recuperação. Dois tipos de microestruturas características
podem ser distinguidas: parcialmente e tecidos totalmente recristalizados. Em tecidos
parcialmente recristalizados, uma distribuição de tamanho de grão bimodal é característico,
com agregados de pequenos novos grãos de tamanho aproximadamente uniforme entre
grandes grãos velhos com extinção da ondulante . O tamanho uniforme dos novos grãos é
devido à deformação e recristalização em uma tensão diferencial específica .No caso de
migração de contorno de grão de alta temperatura (GBM) recristalização, a distinção entre o
antigo e o novo grãos é difícil.
Evidências de recristalização estática e seu mecanismo principal, a redução da área de
contorno de grãos (GBAR), é fornecida por a presença de cristais com grão reto ou
suavemente curvado nos limites que carecem de extinção de ondulante ou subgrãos em
uma rocha que foi fortemente deformada, conforme mostrado por a presença de dobras na
estratificação, “relict augen” ou a presença de uma orientação preferencial de rede forte.
Diz-se que esses grãos são livres de tensão. Em um tecido estaticamente recristalizado, é
comumente possível reconhecer vestígios de uma estrutura antiga amplamente destruída;
relictos de uma foliação ou porfiroclastos podem ser preservados.
Bibliografia:
● Haakon Fossen : Geologia estrutural, 2013
● Cees W. Passchier e Rudolph A. J. Trouw : Microtectonics