Resumo da P2 Geologia Estrutural 2 - Vitória Azevedo

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~ Resumo da P2 Geologia Estrutural II ~
Prova 2 – P2 de 2022
1. Restauração e Validação de Seções Geológicas 
2. Strain e Fluxo deformacional 
3. Deformação em Rochas 
4. Mecanismos de deformação 
5. Microtectônica 
6. A deformação em ambientes crustais distensivos, transcorrentes e compressivos
· Balanceamento, Validação e Restauração de Seções
Roteiro
1. Terminologia 
2. Extensão 
3.Validação, Restauração e Balanceamento de Seção 
4. Restauração Padrão 
5. Restauração Independente 
6. Restauração Contínua 
7. Algoritmos de deformação 
7.1. Vertical/inclined shear 
7.3. Trishear 
8. Restauração 3D 
9. Exemplos
1. Terminologia 
– O balanceamento de seções permite ao geólogo testar a validade da geometria estrutural estampada numa seção geológica (Dahlstrom, 1969; Elliott, 1983); 
– Requer uma consciente análise da forma de falhas, comprimento de camadas e área de seção; 
– Muito útil no estudo de faixas deformadas onde a deformação se dá acima de uma zona de descolamento (detachment fault ou decollement).
– Essa zona de descolamento ou decollement é que é uma falha de baixo ângulo, sub horizontal, em que a parte de cima (capa) de desloca se deformando dobrando, falhando e a parte de baixo permanece no mesmo tamanho (lapa), não é encolhida, nem falhada e nem dobrada. 
– Detachment fault é uma falha de despregamento ou deslocamento, em que a bacia ou parte da bacia escorrega da parte de baixo, do embasamento cristalino ou de uma seção interior da bacia, onde a parte de baixo tende a levantar e a parte de cima escorrega. São zonas que tem deformação diferente acima e abaixo da falha.
– Falhas de descolamento podem ocorrer em faixas de dobramento e empurrões (fold-thrust belts) ou em terrenos distensivos ou riftes.
– Para uma seção ser restaurada, ela precisa ser construída. 
Trailing edge = borda da trilha
Hanging wall anticline = anticlinal da capa
Backclimb = flanco traseiro. Rampa que se movimenta atrás do movimento. 
Forelimb = flanco da frente/frontal rampa que se movimenta para frente do movimento.
Transport direction = direção de transporte (na imagem de oeste para leste).
Leading edge = borda da traseira.
4
K
J
4
 3
2*
4
3
3
2
2
1 
Primeiro movimento A – B, sendo um patamar
Desloca e rompe B – C, sendo uma rampa.
C – D é um patamar
D – E ou D – Y é uma rampa
E – F é um patamar
É uma alternância entre rampa (quando a falha está mais inclinada e as camadas são paralelas a falha) e patamar (tanto falha quanto camadas estão menos inclinadas, sub horizontal).
Lapa 
Camada duplicada
Blind thrust/empurrão cego, o geólogo não consegue enxergar o empurrão na superfície porque esse empurrão terminou antes. 
Rampas que promovem o duplex.
Quando aflora é um empurrão emergente/emergente thrust (empurrão que aflora).
Falha de detachment
A linha de referência tracejada sobe e desce, mostrando que o rejeito da falha é onde está marcado em vermelho. 
Em rosa é uma dobra, sendo chamado de falha cega.
1,2, 3 e 4 são camadas
A camada 2 é um duplex/está duplicada
A camada 2* está por cima da camada 3, onde a estratigrafia está invertida por falhamento
Seção J e seção K são idênticas, exceto por terem uma falha de empurrão no meio.
Dobra de propagação de falha/fault propagation fold é a dobra por cima de uma falha cega.
A falha começa a falhar de baixo para cima e não rompe as camadas superiores. Essas camadas superiores se amalgam ao movimento da falha desenhando uma dobra. Associado a um empurrão.
Comum em seção sísmica. 
Dobra associada à falha normal e a camada de cima dobra em cima falha.
Falha cega.
Relação geométrica entre os ângulos
4
2
3
2
1
– Na imagem, a falha está ao contrário (da direita para a esquerda), falha de detachment.
– Em azul parafuso, a linha em azul é a pin line/linha do pino/parafuso. 
– Loose line/linha solta é uma linha de marcação para ver quanto uma camada se deslocou em relação a outra. Não é fixa.
– 1, 2, 3 2 4 são camadas.
– Círculo em roxo representam camadas horizontais.
– Círculo em amarelo representam camadas inclinadas.
– A, B, C, D e E são 5 zonas de mergulhos igual. Sendo A e C mergulhos horizontais. B é um mergulho alto para a esquerda, oeste. D um mergulho médio para leste. 
– Linha em amarelo é zona da charneira, é projetado da superfície para baixo, se achar o ponto da charneira, onde muda o mergulho. Se tem afloramento mede o plano, se não tem afloramento traça duas linhas que estão em verde para achar a bissetriz, essa é a técnica geométrica para traçar as linhas de charneira.
– O teta/θ (em verde) é o ângulo de mergulho da falha de detachment na rampa traseira/de trás. As linhas em verde limão são o ângulo de mergulho dos contatos. A zona D, o mergulho das camadas é o teta/θ.
– Em vinho é a projeção entre rampa e patamar e o ângulo é teta/θ também.
– O flanco da frente faz um ângulo de mergulho beta/β, é o ângulo maior/mais alto que teta/θ. Em laranja.
– γ/gama e δ/delta é o ângulo bissetor da charneira. Em azul escuro. O ângulo interflancos da charneira é 2 γ/gama (linha roxa) e o da outra charneira (círculo roxo) é 2 δ/delta.
– Teta/θ, γ/gama e δ/delta são ângulos utilizados na restauração de seção, de forma que fique o mais balanceada possível.
HANGING WALL
FW cutoff
Duplex
2
1
2
1
1
3
2
– Na imagem em vermelho é a falha de detachment fold/falha de descolamento.
– Em verde é o contato entre a camada 1 e a camada 2.
– Em azul é a linha/superfície de contato entre a camada 2 e a camada 3.
– Movimento para a direita, onde teve um rasgo e a camada 1 e a camada 2 está duplicada/duplex (na linha vertical preta).
– Hanging wall ou capa é a primeira rampa.
– Footwall ou lapa (onde se põe o pé).
– FW/Footwall ramp ou back ramp (Backclimb) é a primeira rampa
– FW/Footwall cutoff/corte da lapa a região é onde a falha corta a lapa. Na imagem, é quando a falha corta a camada 1 e 2. É quem corta.
– Hanging wall ramp é quem está cortado, no caso a camada verde.
– No círculo em rosa quem está sendo cortado é o Hanging wall/capa.
patamar
teta/θ
patamar
– Fault bend fold/falha de propagação de falha em forma de Kink.
– Uma falha é geral (general kink style fault bend fold) e a outra é simples (simple kink style fault bend fold). 
– No modelo geral o patamar trunca os contatos e as camadas da superfície do footwall/lapa. – Tem um ângulo (em roxo) e outro ângulo atrás dele (em azul turquesa) que não é paralelo as camadas. O ângulo teta/θ não é preservado quando prolonga a rampa com relação ao patamar. O que tem é o ângulo phi/Φ. O ângulo entre a rampa e o patamar não é o mesmo. Varia o ângulo.
– No modelo simples é possível ver a rampa (azul turquesa), que corta o footwall/lapa e o hanging wall/capa. O patamar (amarelo) é paralelo/horizontal as camadas (em verde). Tem os ângulos teta/θ e γ/gama. Na projeção (azul escuro) mantém o ângulo teta/θ. O mesmo teta/θ embaixo é mantido na projeção da rampa. O ângulo entre a rampa e a capa é o mesmo. Não varia o ângulo.
3
3
2
2
1
1
– Trust tipo/ponta do empurrão, na imagem ele está fixo (sem movimento entre as camadas).
– Onde está 1,2 e 3 são camadas e não há movimento entre elas. Onde estão os traços (azul turquesa) é onde tem o movimento de empurrão/trust tip, antes do primeiro traço e depois do segundo traço não tem movimento.
– Quando faz a restauração mantendo a área, deve levar em consideração que a área A é igual a área B, ou seja a área não muda, isso significa que não tem entrada e saída de material/matéria no sentido perpendicular a seção. A área é fixa.
– Acima na imagem é a seção atual (como é atualmente), necessário fazer um método de restauração de seção.
– Onde em vermelho é a falha. Em verde é o contato A e em azul o contato B. Em preto é o contato com a superfície/topografia.
– Pin line/linha do pino/parafuso onde é a região fixa, não terá movimento nenhum. 
– Acima da falha constrói a loose line/linha solta. Une as superfícies verdes com as verdes e azuis com azuis. Fazer o mesmo com a linha preta. Logo, irá voltar o movimento ao longoda linha. Uma maneira fácil de fazer isso, é medir o comprimento da falha da linha azul, de um lado e de outro da falha e fazer uma linha reta de forma que estique a linha. Fazer o mesmo com a linha verde. Assim conseguirá determinar qual é maior e qual é menor. A maior será a linha verde.
– Na imagem abaixo é a seção restaurada.
– Explicação de como é feita a seção restaurada acima.
2. Extensão 
– Se o estiramento for distensivo é uma extensão. O contrário seria compressão, o quanto que foi comprimido. 
– Extensão é a diferença do comprimento maior pelo comprimento inicial. É o quanto que estira, é o estiramento. 
– Distensão é um processo de deformação, que estica algo.
– Em A é a seção original, em B a seção restaurada. A maneira mais simples de fazer a restauração no caso da imagem, é imprimir e recortar para restaurar a seção. 
3. Validação, Restauração e Balanceamento de Seção
– O processo de restauração, às vezes erradamente chamado de balanceamento de seção, cria uma versão não deformada, ou menos deformada, da estrutura ou conjunto de estruturas. 
– Dependendo dos métodos usados para gerar a interpretação restaurada, o balanceamento define as “regras” para a determinação da viabilidade da geometria indeformada.
– Restauração da seção deforma o empilhamento tectônico mostrado quando construiu a seção, se a seção é dobrada irá fazer o desenho antes da dobra ocorrer, o mesmo para falha.
– Para que fazer a Restauração de uma seção? 
– Para ter uma redução da incerteza na interpretação. 
– Gerar passos temporais de evolução na história deposicional, erosional e deformacional. Uma restauração palinspástica mostra feições em sua posição geográfica original, antes da deformação. 
– Prever a distribuição da deformação.
– A restauração e o balanceamento de seções provêm/dão as ferramentas para testar e refinar a interpretação para uma configuração viável ou válida (a seção restaurada deve ser válida para validar e tornar a representação viável), a depender da seção. Uma interpretação válida deve ser: 
1. Acurada deve ser coerente com os dados disponíveis. 
2. Admissível deve estar conforme as geometrias reconhecidas na área ou em áreas análogas (naturais ou experimentais ou teóricas).
3. Restaurável pode ser retornada à geometria indeformada 
4. Balanceada as restaurações mantêm área/volume constantes (ou com variação definida)
– Todos os 4 elementos definem uma seção balanceada segundo Dahlstrom (1969) and Elliott (1983). 
– Alguns autores restringem o termo balanceamento à preservação do comprimento e/ou área da camada (Chamberlin 1910). 
– A restauração e balanceamento não garantem que a interpretação resultante seja geologicamente correta, no entanto, a validação da interpretação produz uma seção geometricamente possível a provém uma base sólida para previsões, testes e revisões geológicas futuras.
– Na imagem não pode ter uma seção faltando pedaço. Deve fazer outro método para eliminar o buraco ou explicar esse buraco.
4. Restauração Padrão
– Na restauração padrão retângulos simples são calculados a partir da soma das áreas de cada unidade estratigráfica, com os comprimentos de cada retângulo calculados de duas formas: 
1. Comprimento da Camada (Bedlength Template) os comprimentos dos retângulos são a soma dos comprimentos das camadas estratigráficas.
2. Comprimento Horizontal (Horizontal length Template) os comprimentos dos retângulos são a soma dos comprimentos horizontais de cada camada estratigráfica. Não considera anti e sin formais que a camada teve.
5. Restauração Independente utiliza principalmente linhas soltas locais para restaurar cada domínio independente dos outros. 
– Problemas de interpretação são ressaltados por vazios ou superposição entre a capa e a lapa restaurados. Vazios (“closest fit”) costumam ser mais elucidativos que superposições (“cutoff fit”).
6. Restauração Contínua utiliza fixadores regionais com falhas ou acamamento como linhas 
soltas para manter a continuidade entre a capa e a lapa.
7. Algoritmos de deformação
– Materiais geológicos são tipicamente não contínuos, isto é não são isotrópicos como é assumido em todos os algoritmos de strain/algoritmos de deformação, são usados no balanceamento de seções. 
7.1. Vertical/inclined shear 
– Na falha lístrica pode associar a deformação da capa, por duas maneiras diferentes que é o cisalhamento vertical (vertical simple shear) deve assumir que o fluxo foi todo na vertical e terá a geometria da imagem, é antitética ao contrário do mergulho da falha e com 70°.
– Se for sintética, a extensão final será menor em relação a antitética.
– Quanto mais antitética e com o ângulo menor terá uma distensão maior.
7.2. Flexural slip 
 
7.3. Trishear na parte de bolinhas rosas a deformação é homogênea. No triângulo azul há uma variação deformação muito grande (intensa) e é heterogênea, essa parte é o trishear. 
 
7.4. Compaction
8. Restauração 3D
– Uma premissa básica da restauração 2D é que o deslocamento em todas as falhas ocorre somente no plano da seção. É assumido que não há acréscimo ou decréscimo de área da seção, ou seja, nenhum material “entra” ou “sai” da seção. 
– Em áreas de deformação polifásica, com deformação transcorrente ou com presença de sal, isto nunca acontece, ou seja, há fluxo de material na direção ortogonal à seção.
9. Exemplos
Bacia do Oriente, Venezuela
Bacia do Oriente, Venezuela
· Aula de Exercícios Construções de Seções Geológicas 
Exercício 4.1
Sl = sea level/nível do mar
– As linhas tracejadas são as do contato das camadas, deve fazer o tracejado das camadas a partir delas.
– As linhas vermelhas estão traçadas de formas ortogonais/perpendiculares as camadas.
· Dobras concêntricas mantem a espessura ao longo do flanco e da charneira.
· Dos métodos clássicos de construir uma seção, qual o método em que a espessura da camada é preservada na charneira e no flanco? O método de Busk. 
· Deve dizer que o topo foi para a esquerda, caso não tenha nenhum tipo de orientação. Se tiver algum tipo de orientação como na foto deve dizer assim o topo foi de ESSE para WNW.
– Caso o sentido do movimento tenha números, se aplica o mesmo método de WNW-ESSE, onde o topo foi para 314 (noroeste).
WNW 
ESE 
Topo 
134 
Base 
314 
· Strain e Fluxo deformacional
Roteiro
1. Termos e Conceitos 
2. Padrões de Fluxo 
3. Sistema de referência 
4. Parâmetros de Fluxo 
5. Eixos de estiramento instantâneo 
6. Apófises de deformação 
7. Vorticidade e Número de Vorticidade 
7.1. Cinemática 
8. Medição da deformação 
8.1. Linear 
8.2. Angular 
9. Deformação em três dimensões 
10. Elipsoide de deformação (Strain ellipsoid) 
11. Deformação progressiva
1. Termos e Conceitos 
– Deformação plástica, dúctil e rúptil 
– Deformação Homogênea (Homogeneous deformation) ocorre igual em todas as direções. 
– Deformação Não Homogênea (Inhomogeneous deformation) 
– Deformação de corpo rígido (Rigid body deformation) 
– Vetor velocidade (Velocity vector) 
– Padrão de fluxo (Flow pattern) 
– Vetor deslocamento (Displacement vector) 
– Fluxo de partículas (Particles flow) 
– Linhas materiais (Material lines) 
– Cisalhamento puro (Pure shear) 
– Cisalhamento simples (Simple shear) 
– Cisalhamento geral (ou sub simples)
· Deformação plástica, dúctil e rúptil 
– A deformação dúctil preserva a continuidade de camadas e estruturas originalmente contínuas. Descreve o estilo da deformação dependente da escala que se forma por uma séria de mecanismos de deformação. 
Dobra, cisalha, não tem comprimento das camadas.
· A deformação plástica sempre gera deformação dúctil.
– A deformação plástica é geralmente definida como a mudança permanente da forma ou tamanho de um corpo sem fraturas. Mesmo que a forma volte ao que era antes, os grãos não voltam a posição original. É comum emestilolitos.
– Ocorre quando o material é submetido ao esforço além do limite elástico, devido ao movimento das deslocações (dislocations).
– A relação entre estilos de deformação dúctil e rúptil e mecanismos plásticos e rúpteis (friccionais) em microescala. A parte inferior direita da figura é impossível porque não se forma um estilo de deformação rúptil através de mecanismos 100% plásticos. Se a camada não foi rompida e está contínua é uma deformação. Se a camada estiver rompida é uma deformação rúptil.
· Deformação 
– Deformação = Translação + Rotação + Distorção + Dilatação. 
– Translação de corpo rígido 
– Rotação de corpo rígido 
– Distorção de forma 
– Variação de volume
Vetor de velocidade (velocity vector)
Vetor de deslocamento (displacement vector)
– Durante a história da deformação, a partícula muda de direção e de velocidade, pode mudar de sentido também, caso esteja indo para a esquerda pode começar a ir para a direita (vice versa).
– Vetor de velocidade (velocity vector) só é igual no instante finito do tempo. Para cada momento da deformação, cada partícula tem um vetor de velocidade. 
– Vetor de deslocamento (displacement vector) o comprimento do vetor de deslocamento é a distância percorrida naquele intervalo de tempo. A direção e o sentido é a mesma do movimento entre os dois momentos. Só se refere ao instante inicial e ao instante final da partícula sem considerar a trajetória.
– A trajetória é o caminho rosa na figura acima, sendo o displacement path ou a trajetória do deslocamento finito da partícula P.
· Finito se refere a dois instantes.
· Displacement é o caminho do deslocamento que a partícula fez.
· Padrões de fluxo
As setas vermelhas que une os pontos, representa o vetor de deslocamento.
Vetor Campo de deslocamento
– As partículas mais próximas do centro do eixo de rotação têm uma velocidade menor, as partículas mais externas ou mais distantes do centro de rotação têm uma velocidade maior. 
– O vetor da velocidade é sempre reto.
– A trajetória da partícula obedece ao caminho que a partícula percorre e não a velocidade que ela está.
– Na rotação as partículas se movimentam num arco de círculo ao redor do eixo de rotação do ponto central do eixo de rotação daquele corpo rígido. A rotação ocorre em corpo rígido. 
– A translação de corpo rígido na deformação homogênea, implica que todas as partículas tenham o mesmo vetor de deslocamento, mesma velocidade no mesmo tempo e mesma direção e sentido. O corpo como está rígido ele vai todo de uma vez, mantendo o corpo de deslocamento e a trajetória também é reta.
– Simple shear/cisalhamento simples um quadrado com um círculo dentro, mais apagado no fundo, faz com que a parte de cima e a parte de baixo se movimentem paralelamente entre si. As faces do topo do quadrado e a base do quadrado não tem aproximação ou afastamento, tem apenas um movimento horizontal, onde os dois se movimentam de forma paralela entre si em sentidos opostos. No campo de deslocamento as partículas mais externas ou longe do centro, o que se movimenta são as setas acima e abaixo da seta permanente. 
– O plano de cisalhamento/shear plain é a linha tracejada nos desenhos da figura. As partículas nessa linha tracejada são estáticas/não se movem. As partículas acima ou abaixo de deslocam um pouco. 
– No simple shear/cisalhamento simples acima dessa linha tracejada/plano de cisalhamento se movimentam lentamente para direita, as partículas abaixo dessa linha tracejada/plano de cisalhamento se movimentam lentamente para a esquerda. Conforme vai afastando a velocidade vai aumentando, sempre sem sentidos opostos. A seta no limite da zona de cisalhamento é a que se deslocou a mais, tendo uma maior distância é a de cima, no sentido da direita. O mesmo acontece para baixo, no sentido para a esquerda. Quando ocorre o máximo do limite do deslocamento, acaba a zona de cisalhamento ou o corpo ou quando acaba a deformação. Não tem aproximação nem afastamento, é sempre um movimento lateral, a distância entre os planos não se alteram. 
– Movimentos de deslocamento lateral sem aproximação. Aproximação sem deslocamento lateral.
– Particle path/trajetória das partículas no simple shear/cisalhamento simples a trajetória das partículas acompanha o vetor de deslocamento, sendo praticamente igual.
– Pure shear/cisalhamento puro ocorre tudo ao contrário do cisalhamento simples. Sem movimento lateral, o único movimento que tem é de aproximação ou de afastamento. Comprime o quadrado, o topo contra a base, quando faz isso o deslocamento lateral é zero. Compressão ou aproximação ou afastamento dos planos. Dilatação ou extensão.
Ocorre de forma ortogonal ou perpendicular, nada escorrega pro lado é tudo frontal. De aproximação ou de afastamento frontal, os movimentos são sempre ortogonais ao plano, seja de estiramento ou de achatamento.
– Movimentos de aproximação ou afastamento, compressão ou distensão.
– Cisalhamento geral ou sub simples quando há deslocamento lateralmente e aproximação ou deslocar lateralmente e distender na ortogonal, sendo um movimento misto. Quando mistura os movimentos do cisalhamento simples e puro tem o cisalhamento geral.
· Sistemas de referência 
· Linhas materiais (material lines) 
Eixos de estiramento instantâneo (ISA)
Taxa de estiramento e velocidade angular
– Se a taxa de estiramento for positiva a linha está aumentando de tamanho, se a taxa de estiramento for negativa a linha está diminuindo/encurtando de tamanho.
Se a linha material gira para a esquerda é negativa, se a linha material gira para a direita é positiva.
– Se a linha e o material rotacionam para a direita, terá uma velocidade angular positiva. Se a linha e o material rotacionam para a esquerda, a velocidade angular é negativa. Esses dois conceitos irão gerar a velocidade angular de rotação da linha e a taxa de estiramento e cada tipo de deformação terá um padrão para essas duas quantidades que podem ser colocadas num gráfico, como o da figura E da imagem.
Padrões de fluxo
Cisalhamento puro
Eixos de estiramento instantâneo (ISA)
Atrator da trama (Fabric Attractor)
Cisalhamento geral
Fluxo por cisalhamento puro/Pure shear flow
General flow/Fluxo geral (mistura cisalhamento simples e cisalhamento puro)
Fluxo por cisalhamento simples/Simple shear flow
Cisalhamento simples
Gráfico da taxa de estiramento (em rosa)
Gráfico da velocidade angular (em azul)
· Vorticidade 
– W = wp + wq
– Onde tem maior velocidade de água não tem vorticidade, não gira.
– P e Q são ortogonais entre si. A soma da velocidade angular de duas linhas ortogonais é a vorticidade daquele material, padrão de fluxo, deformação.
· Número de vorticidade cinemática 
– No cisalhamento puro a vorticidade é 0/zero.
– No cisalhamento geral ou sub simples a vorticidade fica entre 0 a 1. Quanto mais perto de zero significa que predomina o cisalhamento geral e quanto mais perto de 1 significa que predomina o cisalhamento simples. 
– Entre 0 e 0,5 predomina achatamento ou estiramento perpendicular a zona de cisalhamento, é mais compressão e distensão que transcorrência. Entre 0,5 e 1 predomina o cisalhamento simples ou a deformação cisalhante, tendo mais transcorrência que distensão e compressão.
– No cisalhamento simples a vorticidade é máxima. Equivale a 1.
– ISA1 é distensão, velocidade de alongamento máximo faz com o plano de cisalhamento.
– ISA2 é perpendicular ao ISA1, é o ISA de compressão máxima.
– No cisalhamento simples α é igual a 0° (zero).
– No cisalhamento puro α é igual a 90°.
– No cisalhamento puro α’ é igual a 0°. Vai aumentando até 90° para o
– No cisalhamento simples α’ é igual a 90°.
– Para θ/teta é ortogonal.
– ISA1 está na horizontal, sendo esticado mais rápido. 
– ISA2 está na vertical, onde está encurtando mais rápido. 
– θ/teta fica 45° quando cisalhamento simples.
– θ/teta fica 0° ou 90° quando cisalhamento puro.
8. Medição da deformação 
8.1. Linear 
– Elongação ou estiramento se baseiamna variação de comprimento de uma linha. 
– Para estiramento: antes da deformação essa linha tinha um comprimento L0, após a deformação passou a ter um comprimento L.
L/L0 = 
– Se o comprimento inicial for 3 e o comprimento final for 3, 3/3 = 1. Logo, se não modifica o tamanho da linha o estiramento é igual a 1.
– Se L0 for menor que 1, como numa compressão, a linha encontra, o estiramento será menor que 1.
– Se L for maior que L0, o novo número deve ser um valor maior que 1. Sendo o estiramento maior que 1, significa que a linha foi esticada/aumentada/alongada.
– No estudo de bacias é conhecido como fator β/beta.
Para elongação: (L - L0) /L0
– Se L0 = 2 e L = 1, a conta seria 2 – 1 =1/1??
– A elongação – 1 e o estiramento igual 0,5 significa que reduziu o tamanho da linha a metade do comprimento que a linha tinha.
Linear (unidimensional)
8.2. Angular
– Ângulo de inclinação entre a posição original e a posição final que é o ângulo phi/Φ, a tangente desse ângulo é o γ/gama, que representa o strain cisalhante/shear strain.
γ/gama = tangente de phi/Φ.
– O ângulo de inclinação de uma determinada linha do cisalhamento simples/simple shear é medida através do cisalhamento do strain cisalhante ou deformação cisalhante gama. Possui rotação. Se γ/gama = 1 ou γ/gama = 2, esse valor é referente a quanto inclinou uma linha que era originalmente perpendicular a zona de cisalhamento.
– Cisalhamento puro/pure shear não tem rotação, logo sem o ângulo phi/Φ, é utilizada a reação de encurtamento por achatamento, que equivalem ao estiramento e elongação e duas linhas ortogonais que é a linha vertical e horizontal.Angular (bidimensional)
Angular (bidimensional)
Linear (unidimensional)
9. Deformação em três dimensões 
Gráfico de Flinn
– Em verde, deformação tipo panqueca/pancake ou pizza ou oblato, onde achata numa direção e estica em todas as outras, formato de disco. Apenas com achatamento, sem esticamento ou alongamento em nenhuma direção específica. Ou o alongamento é igual em todas as direções. O eixo X é maior ou igual ao eixo Y e esse eixo é muito maior que Z. X e Y são iguais ou muito parecidos e Z encurta muito. Achatamento é dominante. 
– Em rosa, deformação tipo charuto/cigars ou prolato, estica em uma única direção e encurta nas outras duas de forma igual. X é muito maior que Y e Z, que são parecidos ou iguais. Forma agulhas ou seixos muito esticados. Esticamento é dominante.
– O que separa os dois é o plane strain, onde achata de um lado e alonga do outro.
1. Contração uniaxial (compactação)/Uniaxial contraction (compaction) o achatamento na vertical e zero estiramento na horizontal. O achatamento pode ocorrer somente em uma direção, podendo ser vertical ou horizontal. Só ocorre se perder volume ou aumentar a densidade do material. Exemplo folhelho, onde compacta, diminui os poros, expulsa a água ou gás ou ar, compacta a rocha sem que ela seja expandida nas laterais, esse tipo de deformação é contração uniaxial (compactação)/uniaxial contraction (compaction).2
1
5
2. Extensão uniaxial/Uniaxial extension distende/estica/alonga o material sem que ele diminua lateralmente suas dimensões. Acontece por exemplo em uma rolha de vinho.
3.Extensao axial simétrica/Extensão axial uniforme/Axially symmetric (or uniform extension) só ocorre no eixo, onde um dos eixos sofre extensão e toda a lateral encurta simetricamente ao redor desse eixo. É o mais comum, é o que acontece em uma borracha.4
3
4.Axially symmetric (or uniform) flattering encurta na direção do achatamento e estica/alonga nas direções ortogonais.
5. Plane strain em Z encurta, em X alonga e em Y não ocorre nada. Estiramento em somente uma direção e na direção ortogonal a Z e X não ocorre nada.
5
4
10. Elipsoide de deformação (Strain ellipsoid) 
– Os três eixos são ortogonais entre si, onde o são maior eixo é o X, intermediário eixo Y e o menor eixo é o Z.
– Ao deformar uma esfera, ela terá a forma de um elipsoide de strain.
11. Deformação progressiva
· Deformação em Rochas 
Análise da deformação
· Deformação em rochas – Strain Analysis
Roteiro 
1. Termos e Conceitos 
2. Análise e quantificação da deformação 
3. Deformação em uma dimensão 
3.1. Medidas de estiramento (linear) 
4. Deformação em duas dimensões 
4.1. Variações angulares 
4.2. Método de Wellman (1962); 
4.3. Método Rf/phi (Ramsay,1967; Ramsay & Huber, 1983 e 1987);
4.4. Método Centro a Centro/Fry (Ramsay & Huber, 1983)
1. Termos e Conceitos 
– Análise da deformação (Strain Analysis) 
– Análise da trama (Fabric Analysis) 
– Marcadores de deformação (Strain Markers)
3. Deformação em uma dimensão 
3.1. Medidas de estiramento (linear) 
– Elongação maior que 0, significa que a linha alongou ou aumentou de tamanho.
– Elongação de valor negativo, menor que 0, significa que a linha encurtou durante a deformação.
· Linha pode ser qualquer objeto linear.Microboudinagem é um processo geológico de estiramento de um grão e preenchimento do espaço entre eles com outro mineral.
4. Deformação em duas dimensões utiliza um plano ao invés de uma linha.
4.1. Variações angulares 
– Superposição do elipsoide de strain finito ao elipsoide de strain inicial.
– O inicial é o círculo, pois a rocha está indeformada (a), o elipsoide finito é uma elipse (b).
a – b tem um diâmetro do círculo e c – d tem outro no círculo. No elipsoide viram a’ – b’ e c’ – d’. Na história da deformação essas linhas não mudaram de tamanho. C’ e d’ encurtaram e voltaram a seu tamanho original, para rotacionarem da forma como está na imagem.
– A linha S1 aumentou de tamanho e a linha S3 diminuiu de tamanho.
Diâmetro do círculo 
– Nas trilobitas seus eixos mais compridos são ortogonais as linhas transversais, fazendo um angulo reto.
– Com a deformação o ângulo ficou menor que 90°, ou seja, é um ângulo phi/Φ.
4.2. Método de Wellman (1962) se baseia no princípio em que a concha original, onde sua linha de simetria/symmetry line faz um ângulo reto com a charneira/hinge line. Utilizado várias conchas dessas que estão em rochas deformadas, onde cada uma tem uma direção é possível fazer uma análise de strain. Para cada fóssil/concha usando a mesma linha de referência traça um triângulo, no fim obter uma elipse.
4.3. Método Rf/phi (Ramsay,1967; Ramsay & Huber, 1983 e 1987)
– A elipsidade é uma maneira simples de quantificar o strain. Considerando um objeto circular. A lineação de estiramento é a maior da elipse.
– Rf é a razão de cada elipse (do eixo maior pelo eixo menor da elipse). Sendo chamado de elipsidade, quanto maior a elipsidade e a diferença entre o eixo maior e o eixo menor, ou seja, quanto mais esticada a elipse for maior a elipsidade. Para as três imagens o Rf = 7, pois tem 7 elipses, mede o ângulo em que o eixo maior da elipse faz com o plano de referência. No caso da imagem o plano horizontal.
– No gráfico na horizontal Rf varia entre 0, 2, 4 e 6. Na vertical tem o ângulo phi/Φ variando de 0° a 90° e de 0° a -90°. Mede sempre o ângulo agudo, entre o eixo maior da elipse e a linha de referência, por isso 90° e -90°. 
– No primeiro gráfico, a primeira elipse tem 90° o eixo maior em relação a horizontal (que é a referência) e tem elipsidade de 2, ou seja, o eixo maior é duas vezes maior que o eixo menor. – Todas as elipses desse gráfico são iguais, onde todas tem elipsidade 2. O que muda é o ângulo phi/Φ. 
Elipsidade Rs
– A elipsidade Rs = 1, isso significa que A que é o maior eixo da elipse é igual a B, pois A/B = 1. B é o eixo menor da elipse, logo essa elipse não é uma elipse e sim um círculo. 
– A elipsidade Rs = 1,5, ou seja, o eixo maior é o dobro do eixo menor.
– A elipsidade Rs = 3, cada vez a elipse mais achatada. 
4.4. Método Centro a Centro/Fry (Ramsay & Huber, 1983)
– Se baseia na distância entre centros de forma geométrica vizinhas. Leva em consideração o centro dos objetos vizinhos a um determinado objeto a sua escolha.
– No caso de A são círculos, em A’ são elipses.
(a) Se as formas geométricasforem círculos, tendo uma círculos central. Ao unir todos os centros dos círculos vizinhos do círculo central, a forma final será um círculo.
(b) Se as formas geométricas forem elipses, tendo uma elipse central. Ao unir todos os centros das elipses vizinhas da elipse central, a forma final será uma elipse.
– Escolhe um objeto, na imagem o número 6 para ser o central, plota o centro dos objetos/elipses vizinhos (as) que são os números das elipses 2,5,9,10,7 e 3. Ao circular em volta dos números das elipses terá um formato de elipse. Para medir o eixo maior que são as elipses de número 5 e 7 e o eixo menor são as elipses entre 2 e 3 e 9 e 10, fica entre esses números.
– Pode escolher qualquer número da imagem que fique no centro para utilizar esse método. 
· Técnica de Fry é uma versão de uma técnica pratica do método centro a centro. Utiliza um overlay para fazer os centros, que deve ser sempre movido de forma reta. 
· Exercício da técnica de Fry (fazer o máximo de círculos ou elipses)
γ/gama = 0 
γ/gama = 1
Arco tangente = 45°
Forma de círculo quando conecta todos os círculos vizinhos 
Centro
45°
· Oólitos deformados (Sardenha)
– Análise feita pelo software “Ellipsefit”.
· Mecanismos de deformação 1
Roteiro 
1. Termos e Conceitos 
2. Mecanismos de Deformação x Nível Crustal 
3. Mecanismos de deformação de baixa temperatura 
4. Geminação mecânica 
5. Defeitos cristalinos 
6. Recuperação 
7. Recristalização dinâmica tende a diminuir o tamanho do grão. 
8. Recristalização estática tende a aumentar o tamanho do grão.
1. Termos e Conceitos 
– Mecanismos de deformação 
– Microestruturas 
– Contado ou limite de grão ou cristal 
– Deformação intracristalina 
– Sistemas de deslizamento (Slip Systems) 
– Deformação intercristalina 
– Têmpera (Annealing) 
– Textura 
– Trama (Fabric) 
– SPO e LPO
2. Mecanismos de Deformação x Nível Crustal 
3. Mecanismos de deformação de baixa temperatura 
– Deformação rúptil (Catáclase)começa com deformação elástica, ao atingir o limite de ruptura a rocha se quebra e o stress é aliviado, deixando a rocha com fratura, falha, abertura, descontinuidade. 
Na imagem podem ser brechas ou cataclasitos, o que varia é a quantidade relativa entre clastos e matriz.
– Dissolução-Precipitação a depender da mineralogia e do tipo da rocha pode sofrer dissolução ou precipitação. Comum em carbonatos, minerais que são dissolvidos facilmente na presença de fluídos.
– Fluxo granular comum em sedimentos inconsolidados, sem matriz ou cimento com grãos de qualquer tamanho que sejam arredondados ou esféricos, melhor do fluxo granular ocorrer. Se os grãos não forem desse formato há dificuldade de os grãos rolarem um sob os outros. Quando há matriz ou cimento é difícil desse fluxo ocorrer, porém pode ocorrer localmente. 
a. Cataclasite fabric clastos imersos numa matriz detrítica fina/moída, onde os clastos são angulosos de vários tamanhos, podendo se tocar ou não, depende da matriz fina. Toda essa trama é gerada por quebra, onde os clastos foram todos quebrados, deixando a trama com uma cara de brecha ou diamictito.
b. Recrystallised fabric dúctil, pode ter grãos maiores ou grãos menores. Com porfiroclastos com uma matriz milonítica gerada por recristalização dinâmica ou pode ser tudo recristalizado estaticamente e temperado. A trama ou textura é granoblástica, podendo ser porfiroblástica ou porfiroíde, se os grãos maiores forem gerados por blastese (crescimento durante o metamorfismo), seriam porfiroblastos os grãos maiores.
· Rachaduras ou trincas (cracks) podem começar na borda ou internamente nos grãos das rochas.
· Dissolução por pressão mecanismo que ocorre nas rochas em baixa temperatura, com presença de fluídos, onde os minerais são susceptíveis a dissolução. A dissolução não é generalizada e sim localizada devido à pressão maior ao stress que são gerados em alguns pontos da rocha, como nas regiões de contato do grão com a matriz.
– O material é pressionado em algumas partes e resulta na concentração de grãos pretos, eles estão concentrados pois os grãos brancos foram dissolvidos e foram embora junto com o fluído/líquido (dissolução por pressão).
– A rocha da imagem sofre uma deformação cisalhamento sinistral. A região de maior pressão é oblíqua a foliação (que é horizontal).
– Ocorre nas regiões onde os grãos maiores entram em um maior contato, tendo um stress maior e o material dissolve por pressão.
4. Geminação mecânica formada por deformação. Gera micro estrutura. Comum em plagioclásio, devido este possuir a clássica geminação polissintética.
· Deformação Intracristalina ao aumentar a pressão e temperatura, o cristal tem vários mecanismos de deformação atuando sobre ele, é característico de ter uma extinção ondulante (esse tipo de extinção significa que a rede cristalina está torcida/torta/deformada pelo esforço que gerou essa deformação na rocha).
– Esse mecanismo é como um entortamento da trama cristalina. 
– Essa deformação intracristalina é melhor identificada a partir da extinção ondulante ou deformação interna das estruturas/tramas/planos cristalinos.
5. Defeitos cristalinos 
– Pontuais 
– Lineares (dislocations)
– Vacância ou defeito muda de lugar. É um defeito pontual. É a falta de um átomo, sendo um espaço vazio na trama.
– Conforme imprime um esforço ou uma deformação em uma trama cheia de defeitos, estes defeitos tendem a migrar para uma região e se concentrar naquela região. Geralmente migram na direção em que está vindo o esforço. Pois, os átomos que estavam perto do defeito começam a se mover ou encaixar no lugar e o defeito vai subindo e migrando, para ser concentrado em uma região com um acúmulo de defeitos. 
– Logo, ao deformar o grão, os defeitos se movem e se juntam, se concentrando, fazendo com que o meio/centro do grão fique mais forte/resistente do que quando tinha os defeitos, mais compacto e sem defeitos. Ao redor desse centro/meio perfeito terá uma região cheia de defeitos a sua volta. O outro núcleo que estava forte e expulsando os defeitos, até que esses defeitos se juntam e acaba tendo uma recristalização. Ou seja, a partir de um grão grande cheio de defeitos forma vários mini grãos sem defeitos ou com menos defeitos que um grão grande. Esse tipo de movimento é uma reação a deformação e ao movimento, sendo chamado de deformação intracristalina ou recuperação intracristalina.
Defeito intersticial é um defeito pontual, quando tem um grão a mais ou sobrando.
– Um outro defeito pontual seria substituir um átomo pelo outro.
– Os problemas vão se coalescendo e formando linhas que podem ser ao longo da estrutura ou cruzando os planos dos átomos. 
– Em edge dislocation (o defeito/deslocação é a linha vermelha) ocorre na borda do half plain e entra para dentro do cristal. Onde o meio plano/half plain é o azul claro que termina onde há a edge dislocation, que está contida no plano, sendo paralela ao plano e gera o half plain.
– Em screw dislocation/deslocação em parafuso é um defeito perpendicular aos planos, separa a parte de cima da parte de baixo, deslocando. Ocorre dentro do cristal.
– É comum que dislocation tipo edge e screw ocorram no mesmo cristal. Burgers vector/vetor Burgers é um vetor que acompanha a screw dislocation/deslocação em parafuso.
– Migration of dislocation/migração da deslocação se dá quando movimenta um plano (linha preta) e a deslocação é representada pelo aviãozinho. A dislocation vai migrando e a linha preta rompe e troca de ligação. O cristal muda a sua forma sem que haja quebra pelo simples rearranjo dos planos cristalinos da trama cristalina.
– Movimento da deslocação dentro do plano cristalino utiliza o termo dislocation glide/deslizamento da deslocação desliza ao longo de um plano cristalino. 
– Porém asvezes o glide esbarra em algum problema como algum outro cristal, defeito pontual ou alguma outra deslocação e não consegue mais seguir o deslize normalmente pelo plano, logo irá mudar de andar/plano na trama cristalina até que consiga passar pelo obstáculo. – O termo para quando sobe para mudar de andar/plano da dislocation é chamado de dislocation climb/escalada da deslocação. São movimentos que as deslocações fazem dentro de um cristal.
6. Recuperação 
– A tendência do grão é ficar sem nenhum defeito interno. Para um grão eliminar seus defeitos, ele espera até que tenha uma energia externa vindo podendo ser calor, pressão, stress, esforço por área. – Com essa energia externa o grão consegue fazer com que seus defeitos/deslocações/dislocations migrem seja por dislocation glide, dislocation climb ou por dislocation creep (arrasto), esses termos são utilizados para diferentes tipos de movimento de defeitos dentro do cristal. 
– O núcleo que está bem estruturado dentro do cristal começa a expulsar seus defeitos, vários núcleos podem fazer isso e esses defeitos se encontram no meio do caminho, acabam gerando uma nova fronteira (que não existia antes).
– Na imagem os grãos grandes estão sub divididos em grãos menores que ainda não se individualizaram. É possível ver os limites do grão a partir das cores de extinção, onde começa do mais escuro, deve observar a variação de cor. Sendo a formação de outros grãos dentro de grãos grandes, o nome para esses proto grãos é sub grãos (estão dentro de um grão grande e estão começando a se individualizar como um novo grão). É uma estrutura típica de uma rocha deformada e faz parte do processo de recuperação, que recupera a integridade física e cristalina do grão. Quando o grão está cheio de defeitos, ele começa a movimentar esses defeitos e para se recuperar deles, a tendência é um grão grande e defeituoso se transformar em vários grãos mais fortes e mais intensificados entre si.
– A tentativa de o grão eliminar defeitos ou energia interna e formar grãos com um estado energético melhor estabelecido, com uma configuração mais estável, forte, rígida e menos susceptível a deformação, pois a trama cristalina está bem formada.
7. Recristalização geração de novos cristais a partir de um cristal grande e defeituoso. Os sub grãos em algum momento irão se individualizar e formar novos grãos, que serão grão filho. 
– Onde tem mais puro quartzo, os mecanismos de deformação são mais completos, tanto a recuperação quanto a recristalização.
– Onde tem mais impureza, como os minerais de mica, óxidos etc, pois o processo se torna mais complicado. 
– Um meio de expandir sua fronteira é pegar os átomos do grão vizinho, se este vizinho é o mesmo tipo de mineral que está tentando pegar átomos, logo terá os mesmos átomos, só que serão novos e que facilmente irão encaixar na estrutura. Se o mineral é diferente, os átomos serão diferentes e com outra rede cristalina será mais difícil achar os átomos necessários para a rede cristalina, levando a inclusão, desse modo dificulta a recristalização causando esse tipo de variação em bandas por diferença de composição.
– Existe vários mecanismos para a recristalização. Os quatro mais importantes são:
1. Bulging/Embainhamento (BLG) esse processo ocorre em baixas temperaturas, define em alguns planos (as linhas finas brilhantes) um tipo de região em que os grãos já estão bem definidos, nessa região começa a formar grãos melhores, fortes e com menos energia interna, fazendo com que o contato entre esses grãos fique todos embainhados ou cheio de reentrâncias. A tendência é formar grãos pequenos.
2. Sub grain Rotation/Rotação de Subgrãos (SGR) esse processo que forma sub grãos e vão se transformando em grãos, isso ocorre quando um cristal consegue eliminar seus defeitos e está expandido a sua fronteira/limite de grão tem uma orientação da rede cristalina, em que não necessariamente é idêntica ao grão original, podendo ter uma pequena diferença de ângulo entre os planos cristalográficos. 
– Conforme fortalece e muda a fronteira o outro também vai, este terá uma orientação da trama/planos cristalinos muito diferente, levando assim a ter uma extinção em momentos diferentes, conforme gira a platina a extinção não será ondulante, pois está é contínua e sim a extinção que terá pula de sub grão em sub grão. Com a contínua evolução do sub grão, terá cada vez ângulos maiores entre na sua trama recristalizada e os sub grãos vizinhos, até o momento em que os defeitos são concentrados entre um e outro, onde a trama cristalina fica com uma rotação ou uma variação de ângulo tão grande que é possível identificar um limite novo entre grão. Criando assim um novo grão.
– Na imagem os sub grãos começam a se individualizar, chegando a um ponto onde não é possível reconhecer o grão original. Os sub grãos deram lugar a novos grãos. É como se o grão fosse rotacionado, mas na verdade ele possui uma trama orientada que difere dos sub grãos vizinhos de tal maneira que formam novos grãos, sendo essa uma outra maneira de promover a recristalização.
3. Grain Boundary Migration/Migração do contato/limite do grão (GBM) anexação de matéria do grão vizinho. Ao anexar estruturas compatíveis com a sua, de mesma orientação e mesmos átomos, fazendo com que parte do outro grão que estava próximo do contato passe a ser seu grão. O contato vai migrando e o grão começa a crescer e fica cada vez mais forte. 
– A trama final é algo parecido a da imagem.
4. Grain Boundary Area Reduction/Redução da Área do Contato do Grão (GBAR) é uma ferramenta que o grão tem de diminuir sua energia interna. 
– Cada mineral tem sua geometria mais adequada para sua menor energia interna, para que seja mais forte, resistente e coeso. 
– A tendência é que o grão seja mais granular/globular ou isométrico. Formando uma textura granoblástica, onde os cristais cresceram por blastese até formar um aglomerado de grãos do mesmo tamanho e mais ou menos da mesma geometria. Esses grãos são quase perfeitos, tendo pouco defeito nesses grãos. Onde os defeitos foram expulsos, podendo uma parte ter sido espalhada e permanecido dentro da trama cristalina entre os grãos. Essa é a última manifestação da recristalização que é chegar nessa configuração ideal, menos energética possível devido o processo de recristalização por redução da área do contato do grão.
– Na imagem uma trama original que sofreu deformação em alta temperatura a baixa temperatura e os mecanismos de deformação são diferentes. Desde o bulging/embainhamento que gera uma nuvem de pequenos grãos ao redor de grãos grandes.
– No sub grain rotation/rotação de subgrãos onde grãos menores bem recristalizados limpos no meio, com muito sub grãos cheios de defeitos e maiores.
– Em grain boundary migration/migração do contato do grão que são gerados por este mecanismo onde os grãos são grandes, limpos de forma ameboide.
· Recristalização em Quartzo, no quartzito é a melhor rocha para observar mecanismos de deformação. São três mecanismos diferentes para a recristalização do quartzito, onde em:
a) Mecanismo de Bulging/Embainhamento forma embaiamento, onde o limite do contato do grão é embainhado. Com mancha de cristais pequenos nos cristais maior, sendo típico de recristalização de mais baixa temperatura, dentro do mecanismo de recristalização.
b) Rotação de sub grãos é o mecanismo dominante. Gera grãos pequenos e bem formados em meio a grãos grandes com sub grãos.
c) Migração do contato do grão é o tipo de recristalização que gera os grãos maiores e limpos, com um contato embainhado (mas não como no Bulging) pelo movimento com velocidade diferente nos contatos entre os grãos.
– Exemplos de quartzitos recristalizadosMecanismo de migração do contato do grão.
Mecanismos de rotação de sub grão e bulging/embainhamento.
Mecanismo de migração do contato do grão.
– Na imagem, onde a migração de contato de grão deixa algumas estruturas para trás, onde uma delas é uma estrutura chamada de pinningmicrostructure/ microestrutura tipo empinamento. O grão amarelo crescendo sobre o azul, encontrou o obstáculo que é um grão de cristal de biotita/muscovita (em preto), gerando uma estrutura onde os grãos crescem limitados por esse grão de cristal.
– Outra estrutura é o dragging microstructure /microestrutura tipo arrasto, onde o amarelo cresce por cima do azul, por esse contato do grão amarelo que está travado sobre um cristal de outra composição (grão azul), sofre um arrasto que é mais rápido em cima do que embaixo, gerando esse tipo de estrutura.
– A microestrutura tipo janela/window microstructure é quando o grão amarelo (está indo para cima do grão azul) quer anexar os átomos do grão azul, porém encontra duas placas de outros minerais que não consegue trazer para sua estrutura, porém tem uma janelinha que consegue anexar uma parte desses minerais.
– Left over grains/grãos deixados para trás, onde conforme a migração do contato vai evoluindo, ele pode ter encontrado uma resistência maior na parte do grão laranja que o qual ele está consumindo, em que essa evolução se dá mais rápido em outras áreas desse grão laranja, fazendo com que partes desse grão que eram mais problemáticas e mais difíceis de pegar por motivos de impureza ou defeito, permanecem ali como grãos largados, como uma inclusão dentro do grão amarelo.
– Na imagem exemplo de uma microestrutura tipo janela/window microstructure, onde o contato foi crescendo até ficar limitado pelos cristais de muscovita.
– Redução da Área do Contato do Grão/Grain Boundary Area Reduction (GBAR) é um mecanismo de poligonização da trama, onde a trama tende a mudar de uma forma mais ameboide (forma externa do grão) para uma forma mais poligonal, onde os grãos são polinizados. A recristalização estática promove a poligonização, fazendo com que a rocha fique com fabric/textura poligonal. 
Fabric/textura poligonal. O tamanho dos grãos é quase isométrico e isotrópico.
· Recristalização em Quartzo, Feldspatos e Anfibólios comparação entre essas três tramas.
· Recristalização em Nitrato de Sódio experimento da trama cristalina feito em laboratório.
· Mecanismos de deformação 2
Roteiro 
1. Orientação preferencial da rede cristalina (LPO-Lattice-preferred orientation) 
2. Deformação em alguns minerais formadores de rochas 
3. Deformação em rochas poliminerálicas 
4. Leis de fluxo e mapas de mecanismos de deformação
1. Orientação preferencial da rede cristalina (LPO-Lattice-preferred orientation) 
1.1. Desenvolvimento da orientação preferencial da rede cristalina 
1.2. Sistemas de deslizamento (Slip Systems) 
1.3. Padrões de LPO de Quartzo
1.1. Desenvolvimento da orientação preferencial da rede cristalina ao deformar uma rocha gera uma orientação preferencial. Onde os cristais/grãos da rocha irão se originar preferencialmente. Para que exista uma orientação preferencial, é necessário que a forma do grão ou do cristal tenha uma orientação maior que outras ou duas direções na sua forma geométrica maior que outras. Se o grão for isométrico ou granular, onde não tenha um comprimento maior que outro ou uma das faces maior que a outra, não há como ter uma orientação preferencial já que é isométrico. 
– Para cada cristal deformado os planos da rede cristalográfica devem ser ativados, tendo um deslocamento slip/escorregamento dos planos cristalográficos. Desenvolve no quartzo e em outros minerais granulares, uma orientação da rede cristalina dos eixos (a, b e c) cristalinos/cristalográficos que se orientam preferencialmente.
– Na imagem cada ponto vermelho é o polo dos traços vermelhos, sem orientação preferencial (distribuição aleatória). Na imagem da direita existe uma orientação preferencial da trama cristalina, na rede estereográfica há uma concentração elevada dos polos desses planos, tendo uma orientação preferencial.
– Na imagem há um prisma simbolizando o quartzo, de hábito hexagonal, em que o eixo maior do cristal
· Diagrama de Flinn
· Diagrama de polos
· Deformação progressiva coaxial
· Deformação progressiva não-coaxial
3. Deformação em rochas poliminerálicas 
4. Leis de fluxo e mapas de mecanismos de deformação
– Coble Creep (C) difusão de vacâncias ao longo dos limites de grãos. Uma forma de fluência por difusão (Diffusion Creep), é um mecanismo de deformação de sólidos cristalinos dominante em níveis de tensão mais baixos e temperaturas mais altas. A fluência de Coble ocorre através da difusão de átomos em um material ao longo dos limites dos grãos.
 
– Nabarro-Herring Creep (NH) difusão de vacâncias através da rede cristalina. Em Nabarro-Herring creep (NH creep), os átomos se difundem através dos cristais e a taxa de fluência varia inversamente com o quadrado do tamanho do grão, de modo que materiais de granulação fina fluem mais rápido do que os de granulação mais grossa. 
 
– Dislocation Creep (D) envolve o movimento das deslocações dos defeitos lineares (dislocations) através da estrutura cristalina do material, em contraste com a fluência por difusão (Diffusion Creep), na qual a difusão (de espaços vazios) é o mecanismo de fluência dominante. Isso causa deformação plástica dos cristais individuais e, portanto, do próprio material.
· Os gráficos determinam o tipo de difusão que está ocorrendo na rocha. Linhas representam diferentes taxas de strain.
· Nomenclatura da Trama (Fabric)
– Forma dos grãos
	Euedral
– Idiomórfico
– Automórfico
	Subedral
– Hipidiomórfico
– Hipautomórfico
	Anedral
– Allotriomórfico
– Xenomórfico
	Acicular 
	
	
	
– Forma de agregados de grãos
1. Equigranular = grãos dos mesmos tamanhos.
2. Inequigranular = grãos de tamanhos diferentes, gera textura porfirítica ou porfiroblástica.
3. Seriada = grãos de tamanhos diferentes.
	Equigranular – poligonal 
	Inequigranular – poligonal
	Seriada – poligonal
	Equigranular – interlobado
	Inequigranular – interlobado (contato entre os grãos tem lóbulos)
	Seriada – interlobado
	Equigranular – amebóide
	Inequigranular – amebóide
	Seriada – amebóide
– Forma e relação de descrição de nomenclatura de trama 
A. GSPO – orientação preferencial da forma do grão
B. ASPO – orientação preferencial de agregado do grão
C. DSPO – orientação preferencial do domínio de LPO 
D. Foliação obliqua
E. ASPO e GSPO
F. DSPO e GSPO
· Exemplos de Microestruturas Naturais
– Na imagem, rocha quartzo feldspática com porfiroclasto com extinção ondulante (em vermelho) ou subgrãos. Grãos recristalizados fazendo trilhas. Forte recristalização estática depois da recristalização dinâmica. Fitas quartzo feldspática mostrando uma deformação linear alta. 
– Na imagem, grãos grandes com subgrãos. Parte escura cheia de defeitos. Contato migra em cima do outro, fazendo contato ondulado/lobado. Não vê grãos finos. Típico de migração de contato de grãos. 
– Na imagem, os três grãos estão homogêneos. Feições típicas de migrações de contato de grão durante uma recristalização estática sem indícios de deformação. Com inclusões presentes. Nao tem defeito cristalino e nem extinção ondulante. 
– Na imagem, com orientação preferencial, regiões com sub grãos. Extrema cristalização fazendo cristais pequenos. Grão limpo crescendo em cima de um grão detonado. Evolução simples, começou com recristalização de rotação de subgrãos, passando para migração de contato de grão, sob estresse, pois continua tendo controle da orientação preferencial da forma de grão.
– Na imagem, rotação de subgrãos gerando finos no porfiroclasto feldspático. Matriz limpa, recristalizada, com trama equigranular e fitas assimétricas. 
 
– Na imagem, grão de quartzo enorme. Há subgrãos com contatos em duas direções, formando um padrão de tabuleiro de xadrez.
– Na imagem, trama poligonizada e fina, típico de recristalização dinâmica (duranteo movimento ou durante a deformação) em milonito. Com porfiroclasto de plagioclásio, com extinção ondulante, com conjunto de cristais menores recristalizados. 
– Na imagem, granulito com trama recristalizada. Recristalização estática intensa que apagou indícios da recristalização dinâmica. Minerais finos orientados. Trama milonítica antiga foi recuperada e recristalizada por recristalização estática e cortada por deformações mais novas que recristalizou e recortou o tamanho dos grãos nas faixas. Formando zonas de cisalhamento dentro de uma rocha milonítica. Remilonitização de um milonito em alta temperatura. 
– Na imagem, grãos grandes recristalizados nas bordas e zona de cisalhamento cortando e mostrando recristalização dinâmica. 
– Na imagem, quartzito com trama recristalizada, nos conatos entre os grãos tem camadas pretas/óxidos, relacionados ao intemperismo. Grãos recristalizados estaticamente.
– Na imagem, ortogranulito. Fitas azuis são quartzo feldspáticas. 
· Seção sísmica
Seção sísmica tratada (Teca – Petrobras). Essa imagem é a mesma de cima, só que com relevos para melhor destacamento.
Seção sísmica interpretada
· Microtectônica
1. Termos e Conceitos
– Trama/Fabric: Inclui a completa configuração geométrica e espacial de todos os componentes que constitui uma rocha. Cobre conceitos como textura, estrutura e orientação cristalográfica preferencial. 
 
– Textura: Na literatura não geológica (metais, cerâmica) o termo é comumente usado para orientação cristalográfica preferencial. Na Petrologia Metamórfica, o termo se refere aos aspectos geométricos das partículas que compõem uma rocha, incluindo tamanho, forma e arranjo. 
 
– Estrutura: Se refere usualmente a presença de bandamento composicional, dobras, foliações, lineações, etc. 
 
Microtectônica: Desvendar a sequência de fases de deformação numa área específica e atrelar esta sequência aos eventos metamórficos, de modo a se estabelecer um caminho P-T-t.
· Foliações 
· Lineações
– Lineação de objeto: inclui agregados de grão ou grão isolado. Alongandos e estirados em uma direção preferencial. Lineação de estiramento. Em milonitos e falhas. 
– Lineação mineral: objetos orientados mas não foram estirados em uma direção, tem um comprimento maior em uma direção e é rotacionado para aquela direção. É a lineação mineral. Como L tectonito. Acicular, não é placoso, não forma placas.
– Lineação de traço: lineação de interseção ou lineação de crenulação (definida pela charneira de micro dobras/crenulações). Duas foliações fazem ângulos entre si. Essas lineações são indicativas de eixo Y do elipsóide de strain. 
Foliações X Lineações
Classificação morfológica de foliação no microscópio 
– Clivagem: visível em rocha de baixo grau. Não vê o grão a olho nu e nem na lupa. Como uma ardósia. Definido pela orientação preferencial dos grãos placosos ou algum tipo de estrutura. 
– Xistosidade: consegue visualizar os grãos. Definido pela orientação preferencial dos grãos placosos ou algum tipo de estrutura. 
– Critérios para descrever foliações espaçadas
– Foliação contínua 
– Foliação contínua em xisto
– Foliação/xistosidade contínua em rocha quartzo feldspática. Grãos grandes. 
– Foliação espaçada em rocha quartzo micácea
– Clivagem de crenulação 
· Mecanismos de desenvolvimento da foliação
– Rotação mecânica de grão tabulares comum em micas e anfibólio.
– Transferência de solução 
– Deformação plástica dos cristais onde cristal se deforma plasticamente e os contatos se movem do contato em relação ao outro
– Recristalização como a cristalização dinâmica 
– Crescimento mimético grãos minerais crescem em cima de um cristal já formado e orientado preferencialmente. 
– Crescimento de cristal sob stress 
– Micro dobras se a dobra for muito fechada pode quebrar o mineral e formar arcos poligonais. 
· Rotação
· Estilolitos
– Slikenside o plano.
– Slikeline a linha.
· Orientação preferencial cristalográfica é formado por processos internos ao cristal. Tem que girar a forma externa e seus eixos cristalográficos. 
· Relações Porfiroblastos X Matriz
· Porfiroblastos pré-tectônicos
· Porfiroblastos sin-tectônicos
· Porfiroblastos pós-tectônicos
· Reconstrução da história tectono-metamórfica
· A deformação em ambientes crustais compressivos
Roteiro
I. Limites de Placas Convergentes
II. Ciclo de Wilson
1. Subducção
a. Oceano-Oceano
b. Oceano-Continente
2. Colisão continental
III. Orógenos Compressionais
IV. Margens Convergentes
V. Inversão de Bacias
VI. Ambientes compressivos em Margens Divergentes
VII. Falhas de Empurrão
VIII. Modelagem Física
IX. Modelagem numérica
X. Experimentos no LADE/FGEL/UERJ
· Exemplos de Convergência no mundo
1. Cadeias Alpinas
– Orógeno Caledoniano, do Paleozoico. 
– Inglaterra a e França, orogênese Variscana, do Permiano-Carbonífero.
– Orogênese Alipina, do Paleógeno, formou os Alpes, Cárpatos.
– Cadeias de montanha na Erupção são resultados de colisões continentais, do Paleozoico ao Neogéno, até atualmente.
2. Himalaia 
– Colisão da placa Indiana e da Eurásia.
3. Cáucaso 
4. Pirineus
– Entre Espanha e França há uma sutura continental, gerando uma cadeia de montanhas. Separa península ibérica da Europa central.
– Orógeno.
– Parte vermelha são rochas do Paleozoico.
5. Andes
– Cadeia orogênica, possui 3 serras.
I. Limites de Placas Convergentes
II. Ciclo de Wilson
– Rifte continental, abertura de uma proto crosta oceânica, evolução de uma bacia oceânica para um oceano completo, inversão formando zona de subducção já tendo ambiente compressivo ao longo da fossa oceânica na junção das placas e numa evolução do Ciclo de Wilson tem uma inversão da bacia e subducção da cadeia meso oceânica, deixa de ter o movimento d espalhamento e passa a ser compressivo até colocar continente com continente, tendo o ambiente de colisão continental.
1. Subducção
a. Oceano-Oceano
– Representação da placa da Itália. 
b. Oceano-Continente
– Representação dos Andes. Placa oceânica mergulhando por baixo da placa da América ado Sul.
2. Colisão continental
– Bivergent wedge = cunha bivergente, tem movimento para os dois lados da tectônica. 
IV. Margens Convergentes
– Aumenta o orógeno porque a zona de subducção, está indo pra trás (roll back) ou seja, está voltando.
– Outer shell/concha externa, é um levantamento na crosta oceânica, próximo ou adjacente a fossa oceânica. 
– 800 °C máxima profundidade de sismicidade do manto. 
– Zona de sutura foi o que restou de um oceano. 
V. Inversão de Bacias
– Bacia tipo rifte gerada por uma extensão. Movimento que era distensivo (figura a) passa a ser compressivo (figura b). Tendo rifte invertido. Falhas normais (figura a) passam a ser falhas reversas (figura b) e empurrão. Faz um orógeno mas é uma região que afundou, sofre os processos do Ciclo de Wilson só que esse processo foi interrompido no meio, sendo abortado e invertido. Terá geração de montanhas por inversão de rifte. 
VI. Ambientes compressivos em Margens Divergentes
– Em margens passivas ou divergentes, como a do Brasil, pode ter evaporitos se comportando de maneira viscosa, fluido e lubrifica o limite da camada de que está por cima e por baixo, esse sal vai embora das regiões de maior compressão vertical e se coloca em regiões mais profundas da bacia em direção ao fundo oceânico. Leva parte do que está por cima dele, causa extensão tendo o movimento inicial da halocinese e causa compressão do outro lado. Logo, na mesma margem continental, na parte mais alta próximo da crosta continental tem ambiente distensivo só que a gravidade joga esse material parabaixo junto com o sal e lá embaixo terá um ambiente compressivo. Numa bacia de margem divergente, como a do Brasil, pode ter domínios de distensão do sal e ambiente de compressão como na região próximo da crosta oceânica. 
– Seção sísmica, com dobra, empurrões.
· Transpressão 
– Dentro do ambiente compressivo pode ter transpressão em alguns lugares. Exemplo do Himalaias, com mistura de falhas transcorrentes e falhas de empurrão, podendo ter até distensão.
– Quando há uma estrutura em flor positiva numa curvatura de constrição ou restraining bends, pode ter também uma inversão ou a formação mesmo dentro do embasamento de falhas transcorrentes e falhas de empurrão. 
– Pode ter uma inversão de uma bacia pull apart para o tipo push/pop up.
· Partes de um orógeno 
– A colisão continental se dá após a zona de subducção, continente é subductado e colide continente com continente. 
– Zona de sutura é composta pela placa de cima e pela placa de baixo, que eram separadas por um oceano no meio, como no CTB da Faixa Ribeira. 
VII. Falhas de Empurrão
VIII. Modelagem Física
– O Dr. Henry Moubray Cadell de Grange, Escócia (1860 - 10 de abril de 1934) foi um geólogo e geógrafo escocês, conhecido por seu trabalho na Moine Thrust, os campos de óleo em folhelhos de West Lothian e seus experimentos sobre Cadeias de Montanhas publicado em 1888.
IX. Modelagem numérica
X. Experimentos no LADE/FGEL/UERJ
· A deformação em ambientes crustais distensivos
Roteiro
I. Modelo da Tectônica de Placas 
1.1. Movimento de Placa e Limite de Placas 
1.2. Ciclo de Wilson 
1.3. Rifte continentais
II. Mecanismos de formação de Bacias em Regime Distensivo
I. Modelo da Tectônica de Placas 
1.1. Movimento e limites de Placas 
1.2. Ciclo de Wilson 
– Começa com quebra do rifte continental, formam falhas com distensão horizontal. Exemplo Rifte do Leste Africano. 
– Extensão, magmatismo e sedimentação. 
– Geração de proto crosta oceânica (crosta oceânica pequena). Exemplo Mar Vermelho.
– Cadeia oceânica é subductada. Resta uma cadeia oceânica morta, sem geração de rocha.
– Colisão continental, formando uma mega cadeia de montanhas, fechando o oceano, e aglutinando partes de micro placas e micro continentes. No fim, forma um supercontinente como a Pangeia. 
1.3. Riftes continentais 
– É a primeira parte do Ciclo de Wilson. Rifte continental é desenvolvido em cima de crosta continental. Sem oceano ainda. Afinamento da crosta no eixo do rifte, causa subida do manto litosférico quente e abatimento na superfície que causa o fluxo de água e sedimentos para a região. Forma bacia sedimentar alongada, chamada de bacia tipo sag. 
– O manto astenosférico sobe e traz calor, esquenta e estica mais até se quebrar, devido estar muito raso, e assim forma o rifte continental, como Rifte Africano. Com as falhas formadas o manto devido sofrer alivio de pressão, funde e joga magma para cima. Gera magmatismo intracontinental, de composição bimodal (magma máfico e básico). 
– O rifte continental pode evoluir de diferentes maneiras, onde pode abortar a abertura (força distensiva cessa) virando um rifte abortado, que se desenvolveu mas não virou um oceano. Exemplo no Brasil é da bacia de Recôncavo-Tucano e Jatobá, é um rifte continental que ficou dentro do continente e não abriu mais. O Rifte do Sudeste do Brasil no Vale do Paraíba, rifteou, parou e abortou, nao continuou até abrir um oceano. 
– Nas margens continentais elas viram passivas, devido nao atuarem, como a do Atlântico. 
1. Ocorrem sobre crosta afinada 
2. Alto fluxo de calor – Moho elevada 
3. Anomalia de Bouguer negativa (devido diminuir a densidade).
4. Atividade tectônica e vulcânica 
5. Falhamentos dip-slip (falhas normais comuns em rifte) e strike-slip (falhas transcorrentes, acomodam os movimentos entre os diversos blocos)
6. Bordas elevadas (graben e semi graben)
Arquitetura dos riftes continentais
1. Sistemas de Riftes 
 2. Ramos de Riftes fazem parte da junção tríplice. 
 3. Zonas de Riftes 
 4. Unidade Fundamental 
 5. Blocos
– Rifte continental dividido em três, é uma junção tríplice (formato de pé de galinha). É o mecanismo mais comum de formação de rifte. 
– Mar Vermelho já está na segunda fase do Ciclo de Wilson, já tem crosta oceânica.
Unidade Fundamental – Hemi graben
– Hemi graben é metade de um graben, pois há uma falha mestra principal (normal com maior rejeito) e do outro lado do graben, é flexural, sendo somente uma flexura. Com falha sintética (acompanha o sentido e a direção da falha mestra principal) e falha antitética (falha para o lado contrário da falha mestra).
– Há falha de borda e borda ombreira de um rifte ou graben. 
– Falha de transferência conecta duas falhas principais de um mesmo rifte e conecta dois diferentes grabens (partes rebaixadas).
 
Blocos - Grabens e Horsts
Estruturas Extensionais
1. Falhas Extensionais Verticais e Horizontais 
– Falha extensional é a falha normal, com mergulho alto 60-70°, movimento na vertical, capa desce, extensão horizontal também ocorre.
– Falha de baixo ângulo é distensiva, a distensão é horizontal, a variação do movimento na vertical é pequena. São falhas de descolamento.
– Falha extensional reversa, tem rotação do plano de falha.
2. Falhas Extensionais Reversas 
3. Falhas Extensionais de Baixo-ângulo 
– Tende a se conectar em profundidade. Com zona de cisalhamento dextral. Extensional. 
4. Sistemas de Falhas 
Modelo Dominó Rúptil 
– Blocos rígidos falhados com rotação simultânea e uniforme no mesmo sentido sem strain envolvido. 
– Requer que todas as falhas sejam iguais em comprimento e deslocamento.
– Falhas normais com movimento dado pelo rotação. Causa extensão horizontal nao muito intensa. Começa o movimento com falha normalmente, as falhas deitam até ficarem com ângulos mais baixos. 
Modelo Dominó Dúctil 
Movimentação de blocos com strain envolvido
– Comum na fase rifte da bacia. 
Múltiplos sets de falhas em sistemas do tipo dominó
– Pode ocorrer de forma multiplica. Se forma a 60°, depois as falhas vão para 30° e pode voltar a 60°. 
– Comum em bacias e rifte. 
Falhas de baixo-ângulo de Modelo Dominó Rúptil 
Falha de baixo-ângulo sobre a Bacia Devoniana de Hornelen (Caledonides Escandinavos)
– Deformação evolui soerguendo a astenosfera, deitando blocos, formando descolamento, evolui até ter uma hiper extensão, rompendo a crosta inferior. O manto pode vazar e furar a crosta, pode aflorar na superfície, isso é a exumação do manto. Exemplo Margem Continental Ibérica. 
5. Geometria em Rampa 
– Leque imbricado, todas as falhas estão conectados a rampa. Ambiente de rampa e planos/flats, tipo de geometria que ocorre na distensão e compressão. 
– Pode ter cavalos sigmoidais. 
6. Colapso de “Hanging wall” e “Footwall” 
– Deslizamento em encosta e rifte. Falha basal onde a capa quebrada por falhas normais. Causa imbricação e empurrão. Na frente do movimento tem compressão, em cima distensão. – Material comprime ele mesmo pela força da gravidade. 
7. Zonas de Acomodação
– Em B alto curvo que separa 2 hemi grabens.
– Horst separando hemi grabens são chamados de zona de acomodação. 
– Famílias com overlap ou sem. 
– São 3 tipos de zona de acomodação: em oposição, na mesma direção (com ou sem overlap, hemi graben para o mesmo lado) e sem overlap tendo meio graben em posição oposta.
· Margens continentais passivas e riftes oceânicos
– Ocorre: 
1. Hiperextensão de riftes continentais 
2. Ruptura da crosta continental 
3. Geração de crosta oceânica 
4. Estabilização de margens passivas em cada uma das margens do rifte 
5. Margens vulcânicas x não-vulcânica
– Onde a placa nasce. 
II. Mecanismos de formação de Bacias em Regime Distensivo
· Mecanismos de Formação – Estiramento 
Fatores Controladores do Estiramento 
1. Reologia da Litosfera 
2. Espessura da Placa Litosférica 
3. Profundidade interna da Terra 
4. Fator β de estiramento 
5. Porcentagem de Voláteis 
6. Temperaturaastenosférica 
a. Atividade magmática 
7. Convecção mantélica 
8. Fluxo de calor radiogênico 
9. Razão de strain 
10. Tipo de deslocamento
Tipos de estiramento
– Estiramento Uniforme distensão da crosta é igual a distensão do manto.
– Estiramento não-uniforme - Descontínuo a distensão da crosta é diferente da extensão do manto. Causa anomalia, deformação e gera borda soerguida do espessamento relativo para acomodar essa extensão maior e afinamento maior. 
– Estiramento não-uniforme - Contínuo fator beta varia como integral, aumenta para baixo. Na crosta é reto, no manto o beta aumenta para baixo. 
· Mecanismos de Formação – Rifteamento – Modelo de Rifte Passivo
Estiramento mecânico da crosta
– Origem da força vem de fora, por isso rifte passivo. Extensão relacionado a força extensiva distante. Soerguimento da astenosfera, extensão rúptil da crosta superior, extensão dúctil da crosta inferior e manto litosférico. 
Estiramento térmico da litosfera continental
– Extensão causado pela pluma mantélica, que tem calor maior que o manto ao seu redor. Empurra a litosfera para cima, que quebra e se abre, forma um alto e um buraco que é o rifte ativo. Causa extensão lateral, se o movimento continua causa a abertura e separação de duas placas. 
· Processos de Formação – Modelos de Cisalhamento
– Geração de rifte intracontinetal que pode formar orógeno.
– Rifte extenso e soerguido, sem que o manto chegue próximo da superfície. 
1. Cisalhamento Puro ou Modelo de McKenzie
– Comprime na vertical e distende na horizontal.
– Crosta superior forma falhas normais, pode evoluir como dominó e começa a fragmentar a parte rúptil. Crosta inferior fica quebrada, se deforma ductilmente e o manto litosférico também. Simétrico. 
– Modelo de McKenzie é simétrico. 
2. Cisalhamento Simples ou Modelo de Wernicke
– Rifte assimétrico, um dos lados na placa superior tem grande espessura, quebra e underplating/bolsão de magma na sua base. Margem continental estreitar e falhada. Muito magmatismo. COB é brusco.
– Do outro lado tem extensão muito grande, ambiente com diferentes padrões de falhas normais, afinamento da crosta continental.
· A deformação em ambientes crustais transcorrentes
I. Limites de placas transcorrentes
II. Tectônica Direcional (Strike-Slip Tectonics)
2.1. Transcorrência, Transtensão e transpressão
2.2. Falhas Direcionais
III. Bacias de Tectônica Direcional
3.1. Sistemas de falhas direcionais
3.2. Zonas de Tectônica Strike-Slip
3.3.. Padrão estrutural
3.4. Transtensão x Transpressão
IV. Tipos de Bacias
4.1. Bacias Pull-apart
V. Mecanismos de Formação
5.1. Bacias Pull-Apart
5.2. Modelos Cinemáticos
I. Limites de placas transcorrentes
· O sistema de San Andreas 
– Tectônica direcional (strike slip tectonics)
· Falha Alpina (Nova Zelândia) e Mar Morto
II. Tectônica Direcional (Strike-Slip Tectonics)
– Strike slip significa deslizamento direcional 
Zonas de Tectônica Strike-Slip
1. Atividade sísmica em falhas paralelas ou oblíquas.
2. Terremotos são pouco comuns, mas quando ocorrem são grandes ao longo de segmentos isolados. Pequenos terremotos podem ocorrer.
3. Fluxo de calor baixo. Devido nao ter muito movimento vertical.
4. Rotação de blocos em eixo subvertical. 
5. Deslocamento lateral de terrenos adjacentes – Zona de Deslocamento Principal.
6. Arranjo de falhas e dobras en echelon de acordo com o elipsoide de strain. Falhas escalonadas.
2.1. Transcorrência, Transtensão e Transpressão
– Extensão forma rifte, levantamento da astenosfera.
– Strike slip de zonas transformantes e transcorrentes. 
– Transcorrência associado a cisalhamento simples, escorregamento lateral.
Transcorrência, transtensão e transpressão 
– Falhas tem curvaturas, não é planar. O que pode acontecer é ter uma falha transcorrente com plano vertical com movimento horizontal.
– Releasing é afrouxando. 
– Em todo o sistema transcorrente, tem trechos da falha principal que são transcorrentes, tem trechos em que há mais transpressão e trechos em que há mais transtensão. 
Transtensão e Transpressão são falhas que se conectam para baixo.
– Transpressão = Estrutura em flor positiva.
– Transtensão = Estrutura em flor negativa.
2.2. Falhas Direcionais os movimentos da falha ocorre ao longo do strike das camadas. – As camadas podem ser verticais, inclinadas ou horizontais, se o movimento for ao longo do strike da camada não consegue ver a falha. 
– Nem toda falha transcorrente irá deslocar as camadas no mapa visivelmente. 
Padrão Estrutural
1. Cinemática do sistema de falhas: convergência, divergência, paralelismo.
2. Magnitude do deslocamento.
3. Propriedades das rochas e do suplemento sedimentar na zona deformada.
4. Configuração de estruturas pré-existentes.
Outras falhas direcionais que conectam outras estruturas principais
Padrão Estrutural
– Complexidade estrutural 
– Falhas individuais ou conjunto de falhas normais ou reversas
– Movimentação sinistral ou dextral.
– Na terceira imagem há uma falha de transferência.
Falhas de Transferência e Transformantes
– Entre dois grabens pode ocorrer uma falha de transferência. 
– Se a transferência se dá em limite ou conecta limite de placas é chamada de falha transformante. É uma falha transcorrente e direcional. 
III. Bacias de Tectônica Direcional
3.1. Sistemas de falhas direcionais
3.2. Zonas de Tectônica Strike-Slip
3.3. Padrão estrutural
3.4. Transtensão x Transpressão
II. Tipos de Bacias
Tipos de Bacias
– Bacias Sedimentares de Zonas de Strike-Slip são complexas. Forma-se em zonas de extensão ou 
encurtamento localizados, sendo sin-tectônicas.
– Podem correr só na crosta superior ou ter o manto envolvido. Em região de bacia.
– Thin skinned deve ter um descolamento, para a parte de cima se deformar e a parte de baixo não. 
– A Zona de Deslocamento Principal é segmentada e esses segmentos individuais são conectados por degraus, que vão ditar o tipo de bacia formada.
A. Pull-Apart se formam quando a direção de strike dos degraus segue o mergulho da falha. Tectônica Divergente. Puxa para baixo.
B. Push-Up se formam quando a direção de strike dos degraus é oposta ao mergulho da falha. Tectônica Convergente. Puxa para cima.
– Os seguintes tipos de bacia são muito específicos: 
1. Bacias Fault Bend; 
2. Bacias em Degraus; 
3. Bacias Transrotacionais;
4. Bacias Transpressionais
1. Bacias Fault Bend
2. Bacias em Degraus
Modelos Cinemáticos
1. Sobreposição de Falhas Conjugadas
2. Escorregamentos em segmentos de falhas divergentes
3. Nucleação em fraturas echelon e Riedel Shears
4. Coalescência de bacias adjacentes
5. Extensão transformante-normal
1. Sobreposição de Falhas Conjugadas
2. Escorregamentos em segmentos de falhas divergentes
3. Nucleação em fraturas echelon e Riedel Shears
4. Coalescência de bacias adjacentes
5. Extensão transformante-normal
– Modelo de Desenvolvimento Contínuo – Bacias Pull Apart
– Sistemas de estruturas em ambientes transcorrentes
– Distensão oblíqua
– Sistemas transpressivos e transtensivos do Sudeste Brasileiro
– Mapa da primeira derivada (1Dz) de parte do sudeste brasileiro
– Mapa da Amplitude do Sinal Analítico (ASA) de parte do sudeste brasileiro
– Mapa com anomalias aeromagnéticas de parte do sudeste brasileiro