Capitulo 18 - Geologia Estrutural

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As falhas de rejeito direcional constituem uma importante classe de falhas, estu-
dada há mais de 100 anos. As primeiras falhas desse tipo a despertar a atenção dos
pesquisadores localizam-se na Califórnia (EUA),no Japão e na Nova Zelândia, onde
longas falhas de rejeito direcional e com deslocamentos consideráveis atingem a
superfície da Terra. Elas são conhecidas por sua relação com terremotos devastado-
res, particularmente na Califórnia e na Turquia. O conhecimento sobre essas falhas
e seus regimes tectônicos é, portanto, de interesse público e acadêmico. Neste
capítulo, abordaremos os tipos básicos de falhas de rejeito direcional, sua formação
e seus contextos tectônicos, e também discutiremos as falhas de transpressão e
transtração - deformações tridimensionais que conectam o rejeito direcional com
regimes contracionais e extensionais.
448 GeologiaEstrutural
18.1 Falhas de rejeito direcional
As falhas de rejeito direcional são falhas cujo vetor
de rejeito é paralelo à direção da falha e, portanto,
paralelo à superfície terrestre (Fig. 18.1). As zonas
de cisalhamento de rejeito direcional são versões
mais profundas, dominadas por mecanismos de de-
formação plástica; entretanto, há uma tendência de
se usar o termo falha de rejeito direcional nos dois
casos. As falhas (e as zonas de cisalharrrento) de
rejeito direcional têm mergulho tipicamente maior
que as demais falhas e podem aparecer como tra-
ços retilíneos em mapas geológicos. Curvaturas e ir-
regularidades geométricas podem ocorrer, com im-
portantes implicações para as estruturas associa-
das a falhas de rejeito direcional. As falhas de re-
jeito direcional existem em todas as escalas e repre-
sentam algumas das mais longas e famosas falhas
do mundo. A falha de San Andreas, na Califórnia
(EUA),e a falha do Norte da Anatólia, na Turquia,
são duas das falhas de rejeito direcional regionais
mais famosas e mais temidas do mundo, por causa
dos seus terremotos.
As FALHAS E AS ZONAS DE CISALHAMENTO DE REJEITO
DIRECIONAL TENDEM A TER ALTO ÂNGULO DE MERGULHO
- MUITAS sÃo RETILÍNEAS QUANDO VISTAS EM MAPA.
Uma falha de rejeito direcional pode ser sinistral
(lateral esquerda) ou destral (lateral direita) e, ideal-
mente, não envolve movimentos verticais dos blo-
cos. Enquanto o rejeito das falhas normais e rever-
sas é fortemente limitado pela espessura da crosta,
as falhas de rejeito direcional podem estender-se
por todo o globo e, ao menos teoricamente, acu-
mular uma quantidade infinita de rejeito. As falhas
de rejeito direcional global nunca foram encontra-
das, e apenas ilustram o fato de que as falhas de
rejeito direcional podem, teoricamente, acumular
grandes deslocamentos. Famosas falhas e zonas de
cisalhamento de rejeito direcional, como a falha
Great Glen, na Escócia; a zona Tornquist, no norte
da Europa; a falha Billefjorden, em Spitsbergen, No-
ruega; a zona de cisalhamento Great Slave Lake, no
o
Fig. 18.1 Falhas de rejeito direcional puro não causam
deslocamento de camadas verticais ou horizontais (A), ou
paralelas à direção da falha (B). Portanto, sua identificação
apenas a partir de dados sísmicos pode ser difícil. O sentido
de movimento mostrado nos esquemas é sinistral 0ateral
esquerdo)
Canadá; a zona de cisalhamento Nordre Strernfjord,
no sul da Groenlândia; e a falha Alpina, na NovaZe-
lândia, registram centenas ou milhares de quilôme-
tros de deslocamentos laterais, ainda que alguns
autores considerem esses rejeitos menores.
18.2 Falhas de transferência
As falhas de rejeito direcional têm várias funções
cinemáticas e recebem diferentes nomes. As falhas
de transferência são falhas de rejeito direcional que
transferem deslocamentos de uma falha para outra.
Em geral, qualquer tipo de falha que esteja conec-
tada a outra falha irá realizar uma transferência de
deslocamento, mas este termo é usado especifica-
mente para um tipo particular de falha de rejeito
o
18 FALHAS DE REJEITO DIRECIONAL, TRANSPRESSÃO E TRANSTRAÇÃO 449
direcional cujas extremidades terminam em outras
falhas ou fraturas extensionais. As falhas de trans-
ferência são, portanto, limitadas e não podem cres-
cer livremente, o que tem implicações na relação
rejeito-comprimento.
As FALHAS DE TRANSFERÊNCIA TRANSFEREM DESLOCA-
MENTOS ENTRE DUAS FALHAS EXTENSIONAIS OU CON-
TRACIONAIS POR MEIO DE MOVIMENTOS DE REJEITO DIRE-
CIONAL.
As falhas de rejeito direcional ocorrem em todas
as escalas e podem conectar diversos tipos de es-
truturas, tais como fraturas extensionais abertas ou
preenchidas por minerais (Fig. 18.2), veios, diques,
falhas normais com a mesma direção de mergu-
lho (Fig. 18.3A) ou oposta (Fig. 18.4), falhas oblíquas,
falhas reversas (Fig. 18.3B), entre outras. Em larga
escala, as falhas de transferência deslocam o eixo
de riftes continentais, justapondo localmente fa-
lhas normais com mergulhos opostos. Nas cadeias
meso-oceânicas, os grabens oceânicos também são
deslocados por falhas de transferência. Quando as
falhas de transferência oceânicas (Fig. 18.5) foram
descobertas na década de 1960, elas receberam o
nome de falhas transformantes.
Fig. 18.2 Falhas de transferência sinistral entre duas
fraturas extensionais. Trilha para DelicateArch, Utah, EUA
Transcorrência
/
Reversa
Transcorrência
Fig. 18.3 Movimentos de transcorrência podem ocorrer ao
longode rampas laterais, tanto em contextos extensionais
como contracionais. Falhas de rejeitodirecionaldesse tipo são
falhas de transferência e podem atingir deslocamentos
significativos, com pouca ou nenhuma variação ao longo de
sua direção. Cada terminação da falha de transferência é
conectada a uma falha extensional ou contracional
Fig. 18.4 Falhas de rejeito direcional que conectam
hemigrabens de polaridade oposta são um tipo defalha de
transferência. Essas falhas são comuns em riftes, como nos
sistemas de rifte do leste da África e do Mar do Norte
As falhas transformantes são grandes falhas de
rejeito direcional (escala quilométrica ou maior)
que segmentam ou definem limites de placas. O
termo foi usado pela primeira vez em referência
450 Geologia Estrutural
Movimento
relativo
~8-
Sem movimento
relativo
(inativa)
Fig. 18.5 Falha transformante em cadeia meso-oceânica
(visão em perspectiva e em mapa). A falha é ativa apenas
entre os dois segmentos da cadeia (exceto por pequenos
ajustes verticais). O deslocamento é constante ao longo da
parte ativa da falha e seu comprimento cresce a uma taxa
diretamente proporcional à taxa de espalhamento lateral
às muitas falhas de transferência que definem os
limites de placas ou deslocam as cadeias meso-
-oceânicas (Fig. 18.6). Em outros locais, elas co-
nectam cadeias meso-oceânicas com limites des-
trutivos de placas (arcos de ilhas; Fig. 18.6B) ou
conectam dois segmentos de limites destrutivos de
placas (Fig. 18.6C). As falhas transformantes que
definem limites de placas podem ser muito longas,
particularmente aquelas que ocorrem na crosta
con tinen tal.
O exemplo mais famoso é a falha de San An-
dreas, na Califórnia (EUA),com 1.200 km de com-
primento, que representa uma falha transformante
continental ao longo do limite entre as placas da
América do Norte e do Pacífico. De fato, as gran-
des falhas transformantes são zonas de falha, em
vez de simples falhas. A falha de San Andreas e
as falhas associadas formam uma zona de falhas
mais ou menos paralelas, de comprimentos vari-
ados, com largura total de cerca de 100 km. Do-
oCadeia-cadeia Fig. 18.6 Falhas
transformantes são
falhas de rejeito
direcional que conectam
limites de placas. (A)
Falha entre dois
segmentos de
espalhamento lateral de
uma cadeia
mesa-oceânica. (B) Falha
transformante
conectando um
segmento de rifte e um
arco de ilhas/zona de
subducção. (C) Falha
deslocando um limite
destrutivo de placas
oCadeia-arco
©Arco-arco
--
bras também ocorrem nessa zona, juntamente com
falhas normais e reversas. Vamos retornar a esse
tema mais adiante neste capítulo. Por enquanto, va-
mos enfatizar o fato de que, dentre as muitas falhas
existentes em uma zona, apenas umaé ativa em
um dado momento. Nesse sentido, uma zona de fa-
lhas como a San Andreas é diferente da maioria das
zonas de cisalhamento ativas no regime plástico,
onde a deformação é acumulada em toda a zona,
ou em uma parte significativa dela.
18.3 Falhas transcorrentes
o termo falha transcorrente é preferencialmente
usado para falhas de rejeito direcional na crosta
continental cujas extremidades são livres, ou seja,
não delimitadas por outras estruturas. Suas extre-
midades livres movem-se de modo que o compri-
18 FALHAS DE REJEITO DIRECIONAL, TRANSPRESSÃO E TRANSTRAÇÃO 451
mento da falha aumenta à medida que o deslo-
camento se acumula. Essas falhas de rejeito di-
recional seguem, portanto, uma relação normal
de rejeito-comprimento, ou seja, o deslocamento
máximo aumenta sistematicamente com o com-
primento da falha (Fig. 8.50), o que não significa
que elas nunca encontrem obstáculos ou complica-
ções durante o seu crescimento. De fato, as falhas
transcorrentes são livres para crescer, interagir
e conectar-se, formando estruturas mais longas,
assim como as falhas extensionais da Fig.8.38, mas
não têm o papel cinemático específico das falhas
transforman teso
As FALHAS TRANSCORRENTES TÊM EXTREMIDADES LI-
VRES E CRESCEM EM COMPRIMENTO ENQUANTO ACUMU-
LAM REJEITO DIRECIONAL.
Em contraste com as falhas extensionais e con-
tracionais, as falhas transcorrentes (e outras de re-
jeito direcional) não dominam grandes áreas, como
no caso das áreas de falhas normais em riftes conti-
nentais ou de cavalgamentos em cinturões de caval-
gamento e dobramento, mas, em vez disso, são res-
tritas a uma única zona. As falhas transcorrentes
deslocam as rochas lateralmente e, como a maioria
das falhas são superfícies de fraqueza em relação
aos blocos adjacentes, o deslocamento é mais facil-
mente concentrado por cisalhamento contínuo ao
longo de uma zona de rejeito direcional já existente.
Entretanto, assim como em qualquer tipo de falha,
a largura de uma zona de falha de rejeito direcional
aumenta com o seu comprimento, à medida que ela
acumula deslocamento.
As falhas de rejeito direcionallivre (falhas trans-
correntes) formam-se no interior de placas e são,
portanto, falhas intraplacas. Em contraste, as fa-
lhas transformantes que ocorrem ao longo das mar-
gens de placas (discutidas na seção anterior) são
falhas interplacas.
As falhas transcorrentes longas intersectam a
superfície da Terra. Em profundidade, elas podem
terminar em outras estruturas, como falhas de ca-
valgamento, falhas extensionais, em zonas de sub-
ducção (Fig. 18.7), ou podem atravessar a transição
rúptil-plástica e continuar como zonas de cisalha-
mento plástico de alto ângulo.
Fig. 18.7 Falha de rejeito direcional em uma zona de
subducção com vetor de subducção oblíquo. Esse modelo tem
sido aplicado na Sumatra, onde a placa oceânica é a placa
Australiana e a falha de rejeito direcional é a falha de
Sumatra, na extremidade da placa Eurasiana
18.4 Desenvolvimento e anatomia de
falhas de rejeito direcional
18.4.1 Falhas individuais (cisalhamento
simples)
As falhas de rejeito direcional formam-se quando
partes da crosta se movem a taxas diferentes na su-
perfície terrestre. Assim como as falhas normais e
reversas, as falhas de rejeito direcional são comple-
xas quando analisadas em detalhe. Diversas estru-
turas secundárias são associadas a falhas de rejeito
direcional e os trabalhos experimentais têm auxili-
ado na identificação das mais importantes. Os ex-
perimentos em argila de Riedel, no início do século
XX,são os mais famosos. A configuração desses ex-
perimentos (Fig. 18.8) consistia em dois blocos rígi-
dos de madeira cobertos por uma camada de argila.
Os blocos moviam-se um em relação ao outro e os
esforços eram transferidos para a camada de argila,
que se deformava progressivamente.
Riedel logo percebeu que a camada de argila
não desenvolvia uma única falha simples, mas uma
452 Geologia Estrutural
o ~----
/
/
-:
/
Massa de
argila /
Madeira
/
Fig. 18.8 Modelo físico com dois blocos de madeira sob uma
camada de argila. Note a geometria das fraturas R e o
espessamento para cima da zona de cisalhamento
zona de deformação composta por um arranjo de
pequenas fraturas. Essas fraturas subsidiárias são
classificadas com base na sua atitude e sentido
de deslocamento em relação à tendência geral da
zona de falhas de rejeito direcional. O primeiro con-
junto de fraturas a se formar são as fraturas de ci-
salhamento. Um conjunto, conhecido como fratu-
ras de cisalhamento de Riedel ou fraturas R (ou,
de modo menos formal, cisalhamentos de Riedel),
perfaz um baixo ângulo com a zona geral de cisa-
lhamento e apresenta o mesmo sentido de desli-
zamento (Fig. 18.8B). Na Fig. 18.9A, as fraturas são
mostradas juntamente com outro conjunto de fra-
turas, as fraturas de cisalhamento P (cisalhamentos
P). As fraturas P usualmente se desenvolvem após
o estabelecimento das fraturas R e seu desenvol-
vimento está, provavelmente, relacionado a varia-
ções temporais no campo local de esforços ao longo
da zona de cisalhamento, à medida que o rejeito se
acumula. Um terceiro conjunto de fraturas é apre-
sentado na Fig. 18.9A (linhas tracejadas), identifi-
cado como fraturas antitéticas e que se encontram
em alto ângulo com a zona. Elas são denominadas
fraturas de cisalhamento R' e são menos desenvol-
vidas que as fraturas R.
UMA ZONA DE FALHAS DE REJEITO DIRECIONAL DESEN-
VOLVE-SE PELA CONEXÃO ENTRE VÁRIAS ESTRUTURAS
RÚPTEIS DE PEQUENA ESCALA, QUE SE INSTALAM NA FASE
INICIAL DO PROCESSO.
Além das fraturas rúpteis R, R' e P, também po-
dem ocorrer fraturas extensionais ou fraturas T (em
azul na Fig. 18.9B). No contexto de zona de cisa-
lhamendo do modelo de argila de Riedel, as fratu-
ras T se formam perpendicularmente ao máximo
eixo de estiramento instantâneo (ISA1, setas ver-
melhas na Fig. 18.9B). Em grandes zonas de falhas
o
Modelo tipo Riedel » R'
'~~~P
o
Estruturas de pequena escala
~'~/// ~ •• ffEstiíolitos
~5·ISA3
Fratura
Modol
Dobrao::c:::
© -->~~Estruturas em escala de mapa
DObras# ~arma#
~, ,ral~a
~ /r~;ersa
o::c:::
Fig. 18.9 Estruturas formadas por movimento direcional
destra!. (A) Modelo de Riedel, onde R e R' são fraturas
sintéticas e antitéticas de Riedel, respectivamente.
Cisalhamentos P são secundários e conectam as superfícies R
e R'. O ãngulo de fricção interna é representado por cp. (B)
Outras estruturas de pequena escala que podem formar-se
em uma zona de falhas de rejeito direciona!. (C) Estruturas
de larga escala
direcional são indicadas no Boxe 18.1 e exemplos
dessas falhas são apresentados no Boxe 18.2.
18 FALHAS DE REJEITO DIRECIONAL, TRANSPRESSÃO E TRANSTRAÇÃO 453
de rejeito direcional, falhas normais com desliza-
mento no rumo do mergulho irão se formar mais
ou menos na mesma direção das fraturas T. Do-
bras também podem desenvolver-se em zonas de
cisalhamento de rejeito direcional (estruturas em
verde nas Figs. 18.9B,Ce 18.10), tipicamente antes
que a deformação se localize em falhas definidas.
Os traços axiais das dobras encontram-se inicial-
mente em alto ângulo (cerca de 90°) com o eixo de
estiramento instantâneo mínimo(ISA3,setas alaran-
jadas na Fig. 18.9B), contanto que o acamamento
seja aproximadamente horizontal. Camadas incli-
nadas também podem ser dobradas em zonas de
cisalhamento de rejeito direcional, mas, nesses ca-
sos, as relações entre ISA e os. eixos de dobras são
mais complexas. Outras estruturas contracionais,
como estilolitos e falhas reversas, também podem
formar-se em zonas de cisalhamento de rejeito di-
recional (Fig.18.9B,C);elas terão aproximadamente
a mesma direção que os eixos das dobras.
Um experimento simples de dobramento pode
ser feito com um movimento de cisalhamento sim-
ples com as duas mãos em um pedaço de tecido. As
dobras se formam imediatamente em um dado ân-
gulo com a direção de cisalhamento e suas charnei-
ras refletem a direção do estiramento instantâneo
no início do dobramento. Posteriormente, as dobras
rotacionam à medida que a deformação de cisalha-mento se acumula. Experimente!
Um modo de formação e crescimento de falhas
de rejeito direcional é a geração de fraturas indivi-
duais de cisalhamento e de fraturas extensionais
que, posteriormente, conectam-se. Outras possibi-
lidades de formação de grandes falhas de rejeito
Dobras
Ob~~ __ f-.~ê= ~
Fig. 18.10 Dobras formadas por movimento direcional em
uma ampla zona de deformação com acamamento horizontal'
18.4.2 Falhas conjugadas de rejeito
direcional (cisalhamento puro)
As falhas de rejeito direcional podem ocorrer como
estruturas simples ou em zonas de falhas mais ou
menos paralelas. Entretanto, elas também podem
formar sistemas conjugados (Fig.18.11),implicando
atividade simultânea e sob o mesmo campo de es-
forços.
As falhas de rejeito direcional encaixam-se
tanto no modelo de Anderson como no critério
de fraturamento de Coulomb. Em termos simples,
o ângulo agudo entre os dois conjuntos é bissec-
tado por 01 (seta vermelha, Fig. 18.11) e o valor
do ângulo é determinado pela fricção interna da
rocha. Cinematicamente, essas falhas resultam do
cisalhamento puro no plano horizontal, em que
o encurtamento em uma direção é compensado
por extensão ortogonal em outra. Nesse modelo
ideal, não há estiramento ou contração na direção
vertical.
Oexemplo mais famoso de larga escala de falhas
conjugadas de rejeito direcional é o sistema de
falhas do norte dos Himalaias (Fig. 18.12B).Nesse
local, o continente indiano move-se para norte em
direção ao continente eurasiano e parte do mo-
vimento convergente é acomodada lateralmente
pelo transporte de material para fora da zona co-
lisional, com encurtamento paralelo a essa zona
(Fig.18.12A).Omodelo indica que a área ao norte da
zona de colisão dos Himalaias é menos resistente
que a placa rígida Indiana.
18.4.3 Curvatura de falha
Nas seções que contêm o vetor de deslocamento
(visto em mapa), as falhas de rejeito direcional são
perfeitamente retilíneas. Entretanto, mesmo os mo-
delos experimentais mais simples produzem falhas
ou segmentos de falhas subsidiárias, oblíquas à di-
reção geral da falha (Fig.18.9).Essas anomalias são,
454 Geologia Estrutural
Boxe 18.1 COMO SE FORMAM FALHAS LONGAS DE REJEITO DIRECIONAL?
AMecânica das Rochas indica que, quando uma fratura de cisalhamento se forma, o campo de esforços nas
extremidades gera fraturas extensionais locais, também chamadas de fraturas em asa (wingcracks). Isso
foi inicialmente demonstrado com um corte retilíneo em uma placa plástica, seguido da imposição de um
campo de esforços. Isso posto, como uma falha de rejeito direcional com até centenas de quilômetros de
comprimento pode formar-se?
Além do modelo em que as falhas crescem pela conexão de pequenas fraturas, foi sugerido que as falhas
possam formar-se por fraturas extensionais ou juntas originalmente longas - mas não tão longas a ponto
de atingir centenas de quilômetros. Um comprimento dessa+ + + magnitude pode ser atingido pela conexão e reativação de
juntas. Omodelo dejuntas falhadas requer uma fase individual
de extensão e formação de juntas anterior ao falhamento de
rejeito direcional, ou seja, sugerindo que as falhas de rejeito
direcional tenham uma história deformacional em duas fa-
ses. Um modelo alternativo considera que o crescimento de
falhas de rejeito direcional possa aproveitar outras estruturas
de fraqueza; se as juntas não estiverem disponíveis, outras
estruturas podem ser aproveitadas, como diques, interfaces
entre camadas ou foliações de alto mergulho. Algumas dessas
estruturas são muito mais longas que juntas, e as falhas de
rejeito direcional podem formar-se mais facilmente como
estruturas longas, sem que a formação de fraturas em asa
bloqueie seu desenvolvimento.
t t t
em geral, explicadas pela conexão de falhas (Figs.
18.8 e 18.9A).Quando segmentos individuais de fa-
lhas se sobrepõem e se conectam na vista em mapa,
forma-se um stepover ou curvatura de falha. Estru-
turas contracionais ou extensionais formam-se nes-
sas curvas, dependendo do sentido de rejeito da fa-
lha em relação à curva (Fig.18.13).
As estruturas contracionais incluem estilolitos,
clivagens, dobras e falhas reversas, e formam-se em
curvas de restrição (restraining bend). A curva de res-
trição da Fig. 18.13 localiza-se onde uma falha sinis-
tral se curva para a direita. Nesse contexto, podem-
-se formar falhas subparalelas contracionais de re-
jeito oblíquo ou reverso, limitadas por dois segmen-
tos de rejeito direcional e denominadas duplexes
contracionais de rejeito direcional. Em larga escala,
as curvas restritivas são reconhecidas em áreas
de relevo positivo. Após algum tempo, as estrutu-
ras contracionais tendem a ser transpostas por um
novo conjunto de falhas mais retilíneas. O endure-
cimento por deformação no interior da curva res-
tritiva é reduzido ou eliminado, apesar de que al-
gumas irregularidades possam permanecer. Anova
falha na zona de restrição provavelmente se desen-
volve a partir das fraturas P.
CURVAS AO LONGO DE FALHAS DE REJEITO DIRECIONAL
sÃo ESTRUTURAS INSTIGANTES, QUE CONTÊM ESTRUTU-
RAS EXTENSIONAIS OU CONTRACIONAIS, DEPENDENDO DO
SENTIDO DE MOVIMENTO E DA DIREÇÃO DA CURVATURA
(PARA A DIREITA OU ESQUERDA).
18 FALHAS DE REJEITO DIRECIONAL, TRANSPRESSÃO E TRANSTRAÇÃO 455
Boxe 18.2 DESLlZAMENTO LATERAL NO ATLÂNTICO NORTE
Várias falhas extensas e topograficamente salientes transectam as Caledonides do Atlântico Norte, desde
Svalbard, ao norte, até as Ilhas Britânicas, ao sul. As mais famosas e notáveis são a falha Great Glen, na Escócia,
e a falha Billefjorden, em Svalbard. Essas estruturas apresentam muitas das características das falhas de rejeito
direcional, como traços de falha retilíneos e mergulho em alto ângulo. As falhas encontram-se, em sua maior
parte, cobertas, e as porções expostas são complicadas por reativações superpostas, mas elas separam terrenos
ou unidades litológicas com evoluções tectonometamórficas
distintas. Portanto, há um consenso entre os geólogos de
que elas tenham se comportado como falhas de rejeito
direcional na parte final da orogenia caledoniana.
A quantidade de rejeito direcional é difícil de estimar,
e interpretações muito diferentes têm sido propostas. As
estimativas extremas apontam para rejeitos entre 1.000 km
e 2.000 km no final do Caledoniano para esse sistema de
falhas de rejeito direcional. O geólogo britânico W. Brian
Harland foi um dos primeiros a sugerir um rejeito direcional,
e na década de 1960 ele sugeriu uma conexão entre a falha
Billefjorden, em Svalbard, e a falha Great Glen, na Escócia
- uma interpretação que implica estender esse sistema de
falhas de rejeito direcional por mais de 3.500 km. Ele pode
até mesmo conectar-se a sudoeste com as falhas de rejeito
direcional dos Apalaches, em Newfoundland, Canadá. A
maioria dos pesquisadores atualmente considera rejeitos
da ordem de poucas centenas de quilômetros, em vez de
milhares.
Não obstante, um sistema significativo de falhas de
rejeito direcional na porção central da zona de colisão cale-
doniana indica que essa orogenia foi oblíqua e transpressio-
nal, com o componente de rejeito direcionallocalizado no
além-país.
Hoje sabemos que, em diferentes momentos e sob a
influência de diferentes campos de esforços, muitas dessas
falhas de alto ângulo foram reativadas como falhas normais
e reversas. Esta é uma feição característica das falhas de
rejeito direcional, resultando em um padrão complexo, de
difícil interpretação.
Groenlândia
SOOkm
DTerreno Scandian DTerreno Southern Uplands
DTerreno Grampian ~ Terreno Svalbard SW/NW/NE
DTerreno Mideland Valley
Mapa simplificado das Caledonides do Atlântico Norte (reconstrução devoniana), enfatizando as falhas de rejeito direcional.
Também é indicado o conceito de partição entre encurtamento orogênico e movimentos de rejeito direcional paralelos ao
orógeno
456 Geologia Estrutural
/
Fig. 18.11 Modelo de cisalhamento puro conjugado na
formação de falhas de rejeito direcional. A orientação de
fraturas extensionais (vertical) e estilolitos(horizontal) é
indicada. O modelo considera que ambos os conjuntos sejam
ativos de modo aproximadamente simultâneo
As curvas de liberação formam -se onde uma
falha sinistral se curva para a esquerda (Fig. 18.13)
ou onde uma falha destral se curva para a direita.
Essas curvas produzem estruturas extensionais,
como falhas normais e fraturas extensionais. Fratu-
ras extensionais são comuns em curvas de libera-
ção em mesoescala, ao passo que falhas com um
rejeito normal significativo tendem a dominar os
casos de larga escala. Séries de falhas extensionais
paralelas e limitadas em ambos os lados por falhas
de rejeito extensional (Fig. 18.13) são denominadas
duplexes extensionais de rejeito direcional. As
falhas normais geram estruturas negativas, ou seja,
bacias que podem ser preenchidas com sedimentos
em várias escalas. A Fig. 18.14 apresenta como
o Vale da Morte (Califórnia, EUA) está localizado
em uma curva de liberação, onde falhas normais
causaram um rebaixamento da região montanhosa
até um nível próximo ao nível do mar e, em al-
guns pontos, até mesmo abaixo do nível do mar.
Ao longo do tempo, uma bacia como essa irá se
alargar ou alongar enquanto novas falhas normais
se desenvolvem. O Mar Morto é outro exemplo
o
400
Fig. 18.12 Formaçâo de falhas de rejeito direcional à frente
de um bloco rígido. Dois conjuntos de falhas, que podem ser
considerados como conjugados, formam-se enquanto há uma
extrusâo lateral de material. O modelo é considerado como
um análogo da região norte dos Himalaias. O experimento é
descrito por Tapponnier et al. (1986)
famoso de bacia desse tipo, criada em uma zona de
sobreposição entre duas falhas de rejeito direcional
e conhecida como bacia puIl-apart.
18.4.4 Imagens sísmicas e estruturas em flor
Os dados sísmicos de reflexão fornecem informa-
ções sobre as falhas de rejeito direcional em profun-
didade. As falhas de rejeito direcional puro podem
ser de difícil detecção apenas com base em dados
sísmicos, não somente porque a maioria delas é de-
masiado inclinada para gerar reflexões, mas tam-
bém porque camadas horizontais ou camadas de
1200
18 FALHAS DE REJEITO DIRECIONAL, TRANSPRESSÃO E TRANSTRAÇÃO 457
Fig. 18.13 Duplexes extensional (transtracional) e
contracional (transpressional) desenvolvidos em curvas em
um sistema de falhas de rejeito direcional. Exemplos de larga
escala podem causar a formação de bacias ou orogenias
locais
N
A
20 km
Fig. 18.14 O Mar Morto é uma área-tipo para bacias
pull-apart. Área-tipo é o local onde a feição foi descrita pela
primeira vez, nesse caso por Burchfiel e Stewart (1966)
Fonte: baseado parcialmente em Wright et ai. (1974).
direção paralela ao traço da falha não apresentam
rejeito vertical (Fig. 18.1). Uma possibilidade, por-
tanto, é procurar por estruturas de restrição ou de
liberação, em que há movimentos verticais associa-
dos a falhas normais, reversas e dobras. Uma feição
característica dessas curvas é sua tendência para
ramificação e alargamento para cima (Fig.18.15).Es-
sas estruturas são conhecidas como estruturas em
flor. As estruturas em flor associadas a curvas res-
tritivas são consideradas positivas, e as associadas
a curvas de liberação são denominadas estruturas
em flor negativas.
As falhas de rejeito direcional bifurcam-se e alar-
gam-se em direção à superfície, particularmente
nas curvas de restrição e de liberação. Uma possí-
vel causa são as mudanças mecânicas próximas à
superfície. Enquanto uma falha é, em geral, muito
menos resistente que os blocos adjaçentes, esse
contraste diminui em rochas sedimentares em pe-
quena profundidade. Nesse contexto, é mais fácil a
formação de múltiplas falhas.
(9
Estrutura em flor
negativa
Estrutura em flor
positiva
Fig. 18.15 Principais feições de estruturas em fior
(A) negativa e (B) positiva, desenvolvidas em curvas de
liberação e de restrição, respectivamente
458 Geologia Estrutural
18.5 Transpressão e transtração
vimos que as curvas em falhas de rejeito direcional
podem produzir componentes locais contracionais
ou extensionais. O tipo de deformação que ocorre
nessas curvas é denominado transpressão (trans-
pression) e transtração (transtension). Esses modelos
não precisam restringir-se às curvas de falhas - eles
podem dominar todo o comprimento de uma falha
de rejeito direcional, se a falha ou zona de cisalha-
mento não for de rejeito direcional puro. No caso
de uma zona de cisalhamento, isso significa que há
um desvio em relação ao cisalhamento simples. A
falha pode conter um componente adicional de en-
curtamento ou estiramento perpendicular ao plano
de falha.
Em geral, a transpressão corresponde a uma
faixa de combinações de rejeito direcional e defor-
mação coaxial envolvendo encurtamento perpen-
dicular à zona (Fig. 18.16), e a transtração engloba
combinações de rejeito direcional e estiramento
perpendicular. Em outras palavras:
TRANSPRESSÃO (TRANSTRAÇÃO) É UMA COMBINAÇÃO DE
REJEITO DIRECIONAL OU MOVIMENTO POR CISALHAMENTO
SIMPLES AO LONGO DE UMA FALHA E ENCURTAMENTO
(EXTENSÃO) PERPENDICULAR A ELA.
Rejeito direcional
(cisalhamento simples)
Em uma zona de cisalhamento vertical de espes-
sura finita, a transpressão e a transtração podem
ser modeladas de modo relativamente simples. O
componente de rejeito direcional é um cisalha-
mento simples horizontal com rejeito ao longo de
uma zona vertical, ao passo que o encurtamento
pode ser modelado como uma deformação coaxial
de encurtamento horizontal e extensão lateral e/ou
vertical. Vamos considerar um componente coa-
xial de cisalhamento puro com extensão vertical
(Fig. 18.17). Esse é o modelo matemático mais sim-
ples proposto para a transpressão, apresentado por
Sanderson e Marchini (1984).Com base na teoria da
deformação (Cap. 2), a aplicação simultânea de dois
componentes pode ser representada pela matriz de
deformação:
y(l-k)
In(k-1)
k
O
: 1 (18.1)
k-1
A matriz é tridimensional porque os componen-
tes de cisalhamento puro e de cisalhamento sim-
ples atuam em planos perpendiculares entre si. O
componente de cisalhamento simples ou de rejeito
direcional é indicado por -y, e o valor de k deter-
mina a quantidade de encurtamento ou extensão
através da zona. Para k = 0,7, a zona torna-se 30%
mais delgada devido à transpressão. Para k = 1,2,
Fig. 18.16 Transpressão e
transtração representam
ligações de contração, rejeito
direcional e extensão
18 FALHAS DE REJEITO DIRECIONAL, TRANSPRESSÃO E TRANSTRAÇÃO 459
Fig.18.17 Modelo simples de Sanderson e Marchini (1984)
para transpressão: deformação homogênea entre dois blocos
rígidos
a espessura da zona aumenta 20% com a transtra-
ção. Como sempre, assim que definimos uma ma-
triz de deformação podemos definir a orientação e
a forma da elipse de deformação, de Wk e ISA,e por
meio das matrizes incrementais podemos calcular
os padrões de rotação de linhas e planos passivos
(Apêndice A). Vamos aproveitar esta oportunidade
para detalhar alguns aspectos da transpressão e da
transtração.
18.5.1 Elipsoide de deformação
Em níveis crus tais profundos, onde a deformação
se acumula principalmente por mecanismos plásti-
cos, os marca dores de deformação podem permitir
o mapeamento da deformação no interior das zo-
nas de cisalhamento. Apartir da matriz de deforma-
ção (Eq. 18.1), podemos demonstrar que, em nosso
modelo:
A TRANSPRESSÃO RESULTA EM ELIPSOIDES OBLATOS
(ACHATADOS) E A TRANSTRAÇÃO GERA ELIPSOIDES PROLA-
TOS (FIG. 18.18).
o eixo longo X do elipsoide de deformação é
sempre horizontal na transtração (Figs. 18.19C,D)e
vertical na transpressão, com um forte componente
100 I; &../
'" o"1 I~~I~, ,, ,, ,
'"" ': - :~ â
---10 ' ;'J.x '.,.
Transtração
o
o
...•.•... ···~~ÕJ
••••••• _~~~_9 __.-~~~8-----
.. ' .O,S'
10
Y/Z
100
Fig. 18.18 As trajetórias de Wk constante plotadas no
diagrama de Flinn constituem o modelo de
transpressão/transtração da Fig. 18.19. As linhas vermelhas
indicam transpressão/transtração dominadas por
cisalhamento puro, ao passo que as linhas pontilhadas azuis
indicam deformações dominadas por cisalhamento simplesFonte: baseado em Fossen e Tikoff (1993).
de cisalhamento puro (Wk 0,.
a vj-
40
0>15
""'» .:,
"'0
20
Dominada por
10 cisalhamento
simples
80
50
70
Transtração
dominada por
60 cisalhamento puro
e
Transtraçãodominada
por cisalhamento simples
CisaIhamento -'----------------'-------1
simples Transpressãodominada
por cisalhamento simples40
30 Transpressão /// ISAmáx
dominada por /\
cisalhamento pur~// ISA
20 /' mterm...-..-
10 ..-"-..-..-
"o 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 1,0
Cisalhamento Cisalhamento
puro Wk simples
o 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 1,0
Cisalhamento Cisalhamento
puro Wk simples e Tikoff (1993).
estritamente correto nas zonas de transtração. Na
prática, se pudermos identificar um gradiente de
deformação de uma margem de baixa deformação
até o centro da zona, por exemplo, o padrão de
rotação poderá ser comparado aos padrões teóricos
mostrados na Fig. 18.21, permitindo que se defina o
tipo de transpressão ou transtração. Se dados de de-
formação estiverem disponíveis, então a Fig. 18.18
também poderá ser usada.
É importante compreender que o modelo sim-
ples de transpressão ou transtração aqui descrito é
apenas uma dentre muitas possibilidades. Nem to-
das as zonas de cisalhamento de rejeito direcional
são verticais; a extrusão lateral e outros modelos
cinemáticos também são possíveis. Não obstante, o
modelo simples mostrado na Fig. 18.17 ilustra como
a transpressão pode ser modelada e como ela pode
causar o movimento vertical de rochas, o que, em
larga escala e combinado com o efeito da erosão,
pode transportar rochas metamórficas para níveis
crustais mais rasos.
18.6 Partição da deformação
As rochas naturais tendem a ser anisotrópicas e he-
terogêneas, o que faz a deformação ser distribuída
de modo desigual em maciços de rochas deforma-
das. Isso pode estar primariamente relacionado à
anisotropia pré-deformacional da rocha e, secun-
dariamente, às estruturas que se formam durante
a deformação. Em especial, quando uma falha ou
zona de cisalhamento de baixa resistência se forma,
é provável que ela concentre o componente de cisa-
lhamento puro, enquanto o volume dos blocos ad-
jacentes deve acomodar os componentes coaxiais
da deformação necessários para contrabalançar a
deformação prescrita pelas limitações externas ou
condições de contorno (Fig.18.22).Esse fenômeno é
chamado de partição de deformação:
A PARTIÇÃO DE DEFORMAÇÃO É A DECOMPOSIÇÃO IN-
TERNA DA DEFORMAÇÃO TOTAL ATRAVÉS DE UMA ZONA
DEFORMADA EM ZONAS OU DOMÍNIOS COM DIFERENTES
TIPOS DE DEFORMAÇÃO.
A redistribuição seletiva da deformação no inte-
rior das zonas pode ocorrer de muitas maneiras e
em vários contextos, como, por exemplo, nas zonas
de cisalhamento dúctil em escala de afloramento,
onde o cisalhamento simples é dividido entre ban-
das de cisalhamento oblíquas à zona de cisalha-
mento e a retrorrotação dos blocos de rocha entre
as bandas de cisalhamento. Entretanto, o termo par-
tição de deformação tornou-se muito popular entre os
462 Geologia Estrutural
CisalhameQto simples
Wk=l~~~~~
y
'"00
à
11
?!
'"à
II
?!
• Fonte (metaestável) A Sumidouro (estável)
Fig. 18.21 Padrões de rotação de estruturas lineares
passivas, mostrados em estereogramas (projeção de igual
área). AP = apófise de fluxo
Fonte: Fossen et ai. (1994).
pesquisadores que estudam a deformação em mar-
gens oblíquas de placas e prismas acrescionários.
18.6.1 Margens de placas e partição de
deformação em larga escala
Uma margem oblíqua de placa é aquela onde o
movimento da placa ou seu vetor de velocidade é
oblíquo à margem. A deformação ao longo dessas
margens será marcada por transpressão generali-
Falha
\
Partição da
deformação
(transpressão)
Dominado por
cisalhamento puro
predomina o
cisalhamento puro. Nos níveis crustais mais rasos, o
cisalhamento simples é reduzido a uma ou poucas falhas
zada se a margem for oblíqua convergente, e por
transtração se a margem for oblíqua divergente. Se
conhecermos o vetor de movimento de uma placa
em relação à outra, poderemos definir a orientação
da apófise de fluxo horizontal oblíqua, pois ambos
são idênticos (Fig.2.21). Esse fato bastante útil pode
ser aplicado em modelos estruturais de zonas de
deformação ao longo de margens de placas.
A partição de deformação ao longo de margens
de placas dominadas por falhas de rejeito direcio-
nal envolve um equilíbrio entre a quantidade de re-
jeito direcional ou de cisalhamento simples, por um
lado, e a quantidade de encurtamento ou extensão
(deformação coaxial), por outro. Se a maior parte do
cisalhamento simples estiver localizada ao longo
de urna ou algumas falhas de rejeito direcional, en-
tão o resto da zona será dominado por deformação
coaxial.
No INTERIOR DA ZONA DE DEFORMAÇÃO NAS MARGENS
DE PLACAS, A DEFORMAÇÃO PODE DIVIDIR-SE LIVRE-
MENTE, CONTANTO QUE SUA SOMA CORRESPONDA AO
mínios entre as falhas acomodam uma quantidade
significativa de encurtamento horizontal (cisalha-
mento puro). Isso explica por que ISA1 (e 01) não
está orientado a 42,5°, mas em um ângulo muito
menor nesses domínios. Isso também explica por
que os eixos das dobras são quase paralelos às fa-
lhas existentes nos domínios com predomínio de
cisalhamento puro. Mesmo jovens, as falhas aber-
tas são orientadas com 6° a 12° em relação à placa
da margem, enquanto a deformação total na zona
prevê uma orientação inicial das dobras próxima a
40°. A partição da deformação é, portanto, um im-
portante aspecto em muitas zonas de rejeito direci-
onal e margens de placas.
18 FALHAS DE REJEITO DIRECIONAL, TRANSPRESSÃO E TRANSTRAÇÃO 463
TOTAL PREVISTO COM BASE NO VETO R DE MOVIMENTO DE
PLACA E DA ORIENTAÇÃO DA PLACA DA MARGEM.
o sistema de falhas de San Andreas, geralmente
considerado como uma falha de rejeito direcional,
é ligeiramente transpressional, porque o vetor da
placa perfaz um ângulo de 5° com o limite da placa
na Califórnia central (Fig. 18.23). Com base apenas
nessa informação, podemos deduzir da Fig. 18.20B
que Wk = 0,985 e que a deformação é muito pró-
xima de cisalhamento simples (rejeito direcional).
Essa situação permite prever que a orientação de
ISA1 está a 42,5° da margem da placa. Entretanto,
como o componente de cisalhamento simples é as-
similado pelas falhas de rejeito direcional, os do-
\ Dominado por
\ cisalhamento
Falha puro
Fig. 18.23 Esquema da zona de falha
de San Andreas, Califórnia, EUA. O
ângulo a entre as duas apóftses de
fluxo é de apenas 50, mas como o
cisalhamento simples é localizado nas
falhas, o cisalhamento puro
predomina no volume entre as falhas;
por esse motivo, os eixos das dobras
são subparalelos às falhas, e não
como aqueles indicados na Fig. 18.10
Resumo .
Vimos como as zonas de rejeito direcional formam importantes estruturas em muitas partes do mundo, particular-
mente ao longo de limites transformantes de placas. As estruturas de rejeito direcional são particularmente interes-
santes onde ocorrem complicações geométricas, ou onde a deformação geral apresenta um desvio em relação ao
cisalhamento simples (transpressão, transtração). Apesar de haver muitos modelos de transpressão e transtração que
poderiam ser detalhados, os modelos simples, baseados nos padrões identificados em mapas e em campo, podem
explicar muitas das principais estruturas e gerar questões adicionais que contribuam para a compreensão dessas
estruturas. Alguns pontos importantes e questões relevantes são:
• As zonas de rejeito direcional ocorrem ao longo de limites transformantes de placas como falhas transformantes.
• Elas também ocorrem no interior dos continentes como falhas transcorrentes.
• A transpressão (transtração) ocorre onde há um componente de encurtamento (extensão) através de uma zona
de rejeito direcional.
• A partição da deformação é encontrada em muitas zonas de deformação transpressional.
• Os modelos simples de transpressão preveem a partição em domínios de deformação coaxial separados por zonas
de cisalhamento simples (falhas de rejeito direcional).
464 Geologia Estrutural
QUESTÕES DE REVISÃO
1] Quais são as características de falhas ou zonas de cisalhamento em larga escala?
2] Qual é o papel das falhas de transferência e em que contextos elas podem ocorrer?
3] Que tipo de estruturas se forma onde uma falha de rejeito direcional apresenta uma curva abrupta?
4] Como seria o perfil através de uma curva de restrição? E de uma curva de liberação?
5] Que tipos de contextos são representados pelo Vale da Morte?
6] O que pode acontecer com as falhas de rejeito direcional em profundidade?
7] Como poderíamos explicar a deformação por achatamento em uma zona de cisalhamento com um movi-
mento claramente de rejeito direcional?
8] Assim como o Vale da Morte, o Mar Morto é um local onde podemos caminhar em terra seca abaixo do
nível do mar, em uma depressão aparentemente sem motivo no contexto de uma falha de rejeito direcional.
Como poderíamos explicar essa situação?
9] Como as falhas de rejeito direcional acomodam cisalhamento puro em larga escala?
E-módulo
O módulo de e-Ieaming denominado Strike-slip faults é recomendado para este capítulo.
Leituras complementares
Falhas de rejeito direcional (geral)
SYLVESTER,A G. Strike-slip faults. Geological Society of America Bulletin, v. 100, p. 1666-1703, 1988.
WILCOX, R. E.; HARDING, T. P.;SEELY,D. R. Basic wrench tectonics. American Association ofPetroleum Geologists
Bulletin, v. 57, p. 74-96, 1973.
WOODCOCK, N. H.; SCHUBERT, C. Continental strike-slip tectonics. In: HANCOCK, P. L. (Ed.). Continental
Deformatian. Oxford: Pergamon Press, 1994. p. 251-263.
Curvas de restrição e de liberação
AYDIN, A; NUR, A Evolution of pull-apart basins and their scale independence. Tectanics, v. 1, p. 91-105,
1982.
BURCHFIEL,B. c.; STEWART, }. H. "Pull-apart" origin of the central segment of Death Valley, Califomia.
Geological Society of America Bulletin, v. 77, p. 439-442, 1966.
CUNNINGHAM, W. D.; MANN, P. (Ed.) Tectonics ofStrike-slip Restraining and Releasing Bends. Special Publicatian
290. London: Geological Society, 2007.
PEACOCK,D. C. P.Displacements and segment linkage in strike-slip fault zones. faumal af Structural Geology,
v. 13, p. 1025-1035, 1991.
WESTAWAY,R. Deformation around stepovers in strike-slip fault zones. faumal af Structural Gealagy, v. 17,
p. 831-846, 1995.
Transpressão e transtração
OLDLOW, }. S.; BALLY,A W; LALLEMANT,G. A Transpression, orogenic float, and lithospheric balance.
Gealagy, v. 18, p. 991-994, 1990.
SANDERSON, D.; MARCHINI, R. D. Transpression. faumal af Structural Gealagy, v. 6, p. 449-458, 1984.
TIKOFF, B.; GREENE, D. Stretching lineations in transpressional shear zones: an example from the Sierra
Nevada Batholith, California. faumal af Structural Geology, v. 19, p. 29-39, 1997.