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As falhas afetam as camadas de rochas e introduzem "defeitos" no arcabouço estratigráfico primário. Elas são estruturas geológicas extremamente intrigantes e fascinantes para os que trabalham com Geologia Estrutural, ainda que em alguns casos possam frustrar estratígrafos e mineradores por dificultarem o mapeamento geológico e a interpretação de dados sísmicos. Hoje sabemos mais sobre as falhas do que há poucas décadas, em razão principalmente dos avanços da indústria do petróleo. Elas também representam desafios para a disposição de resíduos e para a construção de túneis. As falhas ativas têm uma relação próxima com terremotos e desastres sísmicos. Neste capítulo, abordaremos a geometria, a anatomia e a evolução de falhas e de conjuntos de falhas, com exemplos e aplicações relevantes para a indústria do petróleo.204 Geologia Estrutural 8.1 Terminologia de falhas sísmico, mas poderão ser descritas em campo como Enquanto as fraturas e outras descontinuidades um conjunto de planos de falha. Em outras pala- abordadas nos capítulos anteriores são estruturas vras, a dependência da escala é fundamental para relativamente simples, as falhas são muito mais o geólogo estruturalista. Isso levou a maioria dos complexas e podem acomodar grande quantidade geólogos a considerar as falhas como um volume de deformação na crosta superior. O termo falha de rochas deformadas de modo rúptil, volume este é usado de diferentes modos, dependendo do con- que é relativamente delgado em uma direção: texto. Uma definição simples e tradicional seria: UMA FALHA É UM VOLUME TABULAR DE ROCHA COM UMA UMA FALHA É QUALQUER SUPERFÍCIE OU FAIXA ESTREITA SUPERFÍCIE CENTRAL OU NÚCLEO DE CISALHAMENTO, ONDE É VISÍVEL UM DESLOCAMENTO CAUSADO POR CISA- ONDE CISALHAMENTO É MAIS INTENSO, ENVOLTO POR UM VOLUME AFETADO EM MENOR GRAU POR UMA DEFOR- LHAMENTO. MAÇÃO RÚPTIL, QUE TEM RELAÇÃO ESPACIAL E GENÉTICA Esta definição é praticamente idêntica à de fra- COM A FALHA. tura de cisalhamento, e alguns geólogos usam os termo falha pode ainda ser aplicado a mecanis- dois termos como sinônimos. Alguns geólogos refe- mos de deformação (rúptil ou plástica). De modo in- rem-se às fraturas de cisalhamento com rejeitos mi- formal, esse termo cobre tanto as descontinuidades limétricos ou centimétricos como microfalhas. En- rúpteis como as zonas de cisalhamento dúctil, do- tretanto, há uma tendência para restringir-se o uso minadas pela deformação plástica. Isso está implí- do termo fratura de cisalhamento às estruturas de pe- cito quando discutimos grandes falhas que atraves- queno porte e de aplicar-se o termo falha às estrutu- sam grandes porções da crosta em perfis sísmicos ras mais bem desenvolvidas, com rejeitos da ordem ou geológicos. termo falha rúptil (em oposição de m ou mais. à zona de cisalhamento rúptil) pode ser usado em A espessura de uma falha é outro aspecto rele- casos em que é importante indicar o mecanismo vante. As falhas são, em geral, expressas como pla- de deformação. Na maioria dos casos, os geólogos nos ou superfícies, tanto na linguagem oral como implicitamente restringem o termo falha a desliza- na escrita, mas um exame minucioso revela que mentos ou descontinuidades causados por cisalha- elas formam uma faixa com uma espessura men- mento dominado por mecanismos de deformação surável e com estruturas rúpteis subsidiárias. A es- rúptil, o que faz com que o termo falha rúptil seja pessura é, em geral, muito menor que o rejeito, e algo redundante: muitas ordens de grandeza menor que o compri- mento da falha. Uma falha pode ser considerada UMA FALHA É UMA DESCONTINUIDADE COM DESLOCA- como uma superfície ou como uma faixa, depen- MENTO PARALELO ÀS SUAS PAREDES E DOMINADA POR dendo da escala de observação, dos objetivos e do MECANISMOS DE DEFORMAÇÃO RÚPTIL. grau de precisão necessário. As falhas tendem a formar zonas complexas As descontinuidades, nesse contexto, referem- de deformação, com múltiplos planos de cisalha- -se principalmente às camadas de rochas, ou seja, mento, fraturas subsidiárias e, em alguns casos, as falhas cortam as camadas de rochas, que se tor- bandas de deformação. Isso é particularmente visí- nam descontínuas. Entretanto, as falhas também vel quando consideramos grandes falhas, com rejei- representam descontinuidades mecânicas e de des- tos de porte quilométrico. Elas podem ser conside- locamento. A Fig. 8.1 ilustra como o campo de des- radas falhas simples em um mapa ou em um perfil locamento varia rapidamente através das falhas,8 FALHAS 205 lapa, há uma falha reversa. Se o movimento for late- ral, ou seja, no sentido do plano horizontal, temos uma falha transcorrente. As falhas transcorrentes podem ter rejeito sinistral (lateral esquerdo) ou des- tral (lateral direito) (do latim sinister = esquerda, dexter = direita). B D Observa-se uma ampla gama de ângulos de mer- gulho dos planos de falhas, desde verticais até ho- rizontais, mas alguns deles são mais comuns: as Fig. 8.1 As falhas aparecem em mapas e perfis como falhas transcorrentes têm ângulo de mergulho alto, descontinuidades no campo de velocidade ou de e as falhas reversas possuem, tipicamente, ângulo deslocamento. No mapa (A) e no perfil (B) sem deformação, de mergulho menor que o das falhas normais. Se os blocos à esquerda são mantidos fixos durante a deformação (C, D). Isso resulta em mudanças bruscas no campo de deslocamento (setas) através das falhas A Vetor de deslocamento tanto em mapa como em perfil. Uma definição cine- mática, particularmente útil para trabalhos experi- mentais e monitoramento de falhas ativas por GPS, pode ser acrescentada: Lapa Capa UMA FALHA É UMA DESCONTINUIDADE NA VELOCIDADE OU NO CAMPO DE DESLOCAMENTO ASSOCIADOS À DEFOR- MAÇÃO. B Como mencionado no capítulo anterior, as fa- lhas são diferentes das fraturas de cisalhamento, porque uma simples fratura de cisalhamento não pode expandir-se ao longo de seu próprio plano para tornar-se uma grande estrutura. As falhas, por C sua vez, podem crescer pela criação de uma com- plexa zona de processos, com numerosas peque- nas fraturas, sendo que algumas delas se conec- Capa tam para formar as superfícies de deslocamento, enquanto as outras são abandonadas. Lapa 8.1.1 Geometria das falhas As falhas não verticais separam o bloco superior, de- Fig. 8.2 Falhas normal (A), transcorrente (sinistral) (B) e nominado capa ou teto, do bloco inferior, chamado reversa (C). Esses são os membros extremos, mas há um de lapa ou muro (Fig. 8.2). Quando a capa é rebai- espectro contínuo de falhas oblíquas. Os estereogramas xada em relação à lapa, há uma falha normal. No mostram o plano de falha (grande círculo) e o vetor de 6, caso oposto, onde a capa é soerguida em relação à deslocamento (ponto vermelho)206 Geologia Estrutural o ângulo de mergulho for menor que 30°, a falha é irregularidades também ocorrem na direção de des- denominada falha de baixo ângulo, ao passo que locamento, pode haver deformação na capa e/ou na as falhas de alto ângulo têm mergulho maior que lapa. Por exemplo, uma falha normal lístrica cria 60°. As falhas reversas de baixo ângulo são denomi- tipicamente estruturas antiformes (rollover) na capa nadas falhas de cavalgamento, especialmente se o (ver Cap. 20). movimento dos blocos for da ordem de dezenas ou centenas de quilômetros. UMA FALHA PODE TER QUALQUER FORMA PERPENDICULAR Uma falha que se horizontaliza com o aumento À DIREÇÃO DE DESLIZAMENTO, MAS FORMAS NÃO LINEA- da profundidade é uma falha lístrica (Fig. 8.3), en- RES NA DIREÇÃO DE DESLIZAMENTO GERAM PROBLEMAS quanto as falhas cujo ângulo de mergulho aumenta DE ESPAÇO E DEFORMAÇÃO DA CAPA E/OU LAPA. com a profundidade são, por vezes, denominadas antilístricas. Os termos rampa e patamar, original- mente ligados à terminologia das falhas de cavalga- o termo zona de falha refere-se tradicional- mento, são usados para descrever a alternância de mente a uma série de falhas ou superfícies de porções inclinadas e sub-horizontais em qualquer deslizamento subparalelas, suficientemente pró- plano de falha. Por exemplo, uma falha que varia de ximas umas das outras para definir uma zona. A inclinada para horizontal e novamente para incli- largura da zona depende da escala de observação nada tem uma geometria rampa-patamar-rampa. em campo ela varia de centímetros a metros, mas pode ser da ordem de quilômetros ou mais quando Curvatura forte estudamos falhas de grande porte, como a Falha de San Andreas (EUA). Pode haver algumas incon- sistências quanto ao uso do termo zona de falha, Falha de particularmente em relação à parte central da falha, alto ângulo onde todas ou a maioria das estruturas originais da rocha são obliteradas, ou quanto ao núcleo e às zonas marginais de deformação associadas à Curvatura lístrica Curvatura forte Essa situação, comum na literatura relacionada à Falha de baixo ângulo Geologia de Petróleo, pode causar alguma confusão e, portanto, o uso do termo zona de falha requer uma Fig. 8.3 Falha normal lístrica com curvatura irregular nas seções perpendiculares à direção de deslocamento. Essas especificação cuidadosa. irregularidades podem ser vistas como grandes sulcos ou Duas falhas normais separadas que mergulham rugosidades pelas quais a capa pode deslizar uma em direção à outra criam um bloco rebaixado denominado graben (Fig. 8.5). As falhas normais As irregularidades são particularmente comuns com mergulhos em direções opostas criam um em seções perpendiculares à direção de desloca- bloco soerguido denominado horst. As falhas mai- mento da falha. Nas falhas normais e reversas, isso ores em regiões falhadas são denominadas falhas significa traços de falha curvos quando vistos em mestras (master faults) e estão associadas a falhas mapas, como nas falhas em campos de petróleo ex- menores, que podem ser sintéticas ou antitéticas. tensionais (Fig. 8.4). As irregularidades nessa seção Uma falha antitética mergulha na direção da falha não causam conflito durante o deslizamento dos mestra, enquanto uma falha sintética mergulha blocos, contanto que os eixos das irregularidades na mesma direção da falha mestra (Fig. 8.5). Essas coincidam com o vetor de deslizamento. Quando as expressões são relativas e apenas fazem sentido8 FALHAS 207 es- Fig. 8.4 As falhas mestras no na campo de petróleo Gullfaks ria (Mar do Norte) apresentam um pa alto grau de curvatura quando vistas em mapa, e traços retilíneos quando vistas em seções verticais (na direção do AR rejeito principal). As linhas EA- vermelhas representam algumas trajetórias de AS 0 perfuração neste campo Fonte: Fossen e Hesthammer (2000). al- 3 - de Fm. Teist ró- 5 km A Discordância da base do Cretáceo - as do Horst A ha on- quando as falhas menores estão relacionadas a ha, falhas maiores específicas. na, ais às 8.1.2 Rejeito, escorregamento e separação B Graben ha. vetor que conecta dois pontos que foram contí- à guos antes do falhamento chama-se vetor de deslo- ão camento (rejeito) local ou direção de rejeito líquido na (Fig. 8.6). Idealmente, uma falha transcorrente tem um rejeito horizontal, enquanto as falhas normal e im reversa têm vetores de deslocamento na direção do C do mergulho. Em geral, o rejeito total que observamos Hemigraben ais na maioria das falhas é a soma de vários incremen- Rollover, arrasto reverso im tos (terremotos), cada um com seu próprio vetor de ai- deslocamento ou de rejeito. Os rejeitos individuais as podem ter direções distintas. Há, portanto, uma di- Falha as ferença entre a deformação sensu stricto, que relaci- principal Falha antitética Falha as. ona apenas os estados deformado e não deformado, sintética ha e a história da deformação. Podemos procurar em Fig. 8.5 Ilustrações esquemáticas de horst (A), graben ha campo as evidências do histórico dos rejeitos em simétrico (B) e graben assimétrico (C), que também é ;as feições como estrias múltiplas, como veremos no conhecido como hemigraben. As falhas antitéticas e do próximo capítulo. sintéticas são indicadas208 Geologia Estrutural Uma série de vetores de deslocamento sobre a apresentará contornos, está relacionada tanto ao superfície de deslocamento resulta em um campo mergulho da falha como ao seu rejeito de de deslocamento ou campo de rejeito nessa super- Além disso, a abertura reflete o rejeito horizontal fície. As estrias, os indicadores cinemáticos (Cap. 9) aparente visto na seção vertical através da falha e o rejeito das camadas fornecem ao geólogo de (Fig. 8.8). campo informações sobre a direção, o sentido e a magnitude do rejeito. Muitas falhas apresentam 8.1.3 Separação estratigráfica desvios a partir dos rejeitos puros no sentido do A perfuração através de uma falha pode resultar em mergulho ou no sentido da direção, ou seja, apre- uma seção repetida ou em uma seção faltante no sentam vetor de rejeito líquido oblíquo. Tais falhas corte de falha (ponto onde a perfuração intersecta são denominadas falhas de rejeito oblíquo (Fig. 8.7). a falha). Em perfurações verticais, o caso é simples: grau de inclinação é indicado pelo pitch (ou rake), falhas normais omitem camadas (Fig. 8.9A) e falhas que é o ângulo entre a direção da superfície de des- reversas causam a repetição de camadas ao longo lizamento e o vetor de rejeito (estrias). da perfuração. Em perfurações inclinadas, onde a Se não soubermos qual é o verdadeiro vetor de inclinação do furo é menor que a do mergulho da fa- deslocamento, podemos ser enganados pelo rejeito lha, como na perfuração G, na Fig. 8.9B, a repetição aparente de uma seção arbitrária em um maciço ro- estratigráfica pode ser vista em falhas normais. choso falhado, seja ela sísmica ou em afloramento termo geral para a ausência ou a repetição de uma (Fig. 8.6B). rejeito aparente observado em uma se- seção estratigráfica em poços perfurados através de ção ou plano é denominado separação (aparente). uma falha é separação estratigráfica. A separação es- rejeito horizontal é a separação das camadas tratigráfica é uma medida do rejeito de falha obtida vista em uma exposição horizontal ou em um mapa em perfurações de poços de petróleo, e será igual (Fig. 8.6B), enquanto o rejeito de mergulho é ob- ao componente vertical de rejeito de falha se as ca- servado em uma seção vertical (Fig. 8.6C). Nesta, o madas forem horizontais. A maioria das camadas rejeito de mergulho pode ser decomposto em um falhadas não é horizontal, e o componente vertical rejeito vertical e em um horizontal. Note que esse de rejeito deve ser calculado. rejeito horizontal é diferente daquele mostrado na Fig. 8.6D. Esses dois rejeitos registrados em uma seção vertical podem ser denominados rejeito ho- 8.2 Anatomia de falha rizontal aparente (heave) e rejeito vertical aparente As falhas registradas em perfis geológicos ou sísmi- (throw) (Fig. 8.6C). rejeito verdadeiro ou total de cos são, em geral, representadas por linhas simples uma falha pode ser observado apenas na seção de espessura constante. Em detalhe, entretanto, as que contenha o verdadeiro vetor de deslocamento falhas raramente são superfícies simples ou zonas (Fig. 8.6D). de espessura constante. De fato, elas são, em sua Uma falha que afeta uma sequência de cama- maioria, estruturas complexas formadas por uma das irá separar, nas três dimensões, cada superfí- quantidade praticamente imprevisível de elemen- cie (interface estratigráfica), e dessa forma surgirão tos estruturais. Como há variações tanto ao longo duas linhas de corte de falha (Fig. 8.8). Se a falha como entre as falhas, não é fácil chegarmos a um não for vertical e o vetor de deslocamento não for modelo simples para descrever uma falha. Na mai- paralelo ao acamamento, o mapa da superfície fa- oria dos casos, é útil fazer uma distinção entre o lhada irá mostrar um espaço aberto entre duas li- núcleo da falha (ou superfície de deslizamento) e nhas de corte. A largura do espaço aberto, que não volume ao seu redor, conhecido como zona de dano8 FALHAS 209 ao Separação Seção 2 A segundo o C no. Q pitch mergulho Rejeito horizontal Nível A Seção 1 aparente tal Rejeito vertical ha Vetor de Nível B Separação segundo aparente deslocamento mergulho Separação Seção 1 segundo a direção m D Rejeito Seção 2 horizontal no Rejeito B Deslocamento vertical Nível A verdadeiro es: as Separação Traço de horizontal Nível A falha go Traço de falha a fa- ão Fig. 8.6 Ilustração de uma falha normal afetando uma camada inclinada. A falha normal tem componente transcorrente destral (A), mas vista em mapa aparenta ser uma falha sinistral (B, que representa um corte horizontal no nível A). Também é mostrado um perfil perpendicular à direção da falha (C) e outro na direção do deslocamento verdadeiro (D) na de es- Fig. 8.7 Classificação de da falhas com base no 90° mergulho do plano de falha ca- Falhas de rejeito de mergulho e no pitch, que é o ângulo (normais e reversas) as entre a direção de rejeito (vetor de deslocamento) e a cal direção do plano de falha (Predomínio de rejeito Fonte: baseado em Angelier 60° de mergulho) (1994). ni- Falhas de rejeito oblíquo es 30° as (Predomínio de rejeito direcional) as ua na en- Falhas de rejeito direcional 0° 30° 60° go Mergulho ai- o o noGeologia Estrutural A A B C D E Seção faltante Linha Rejeito de corte horizontal na lapa aparente C D E Linha de corte na capa A B Fig. 8.8 A relação entre uma falha simples, uma superfície B F G H em mapa e suas duas linhas de corte de falha. Mapas de contorno de estruturas desse tipo são amplamente usados na indústria do onde são obtidos principalmente por Corte meio de dados sísmicos de reflexão de falha Seção repetida de falha, onde as rochas apresentam deformação rúptil (Fig. 8.10). núcleo da falha pode variar de uma simples su- perfície de deslizamento, com uma zona cataclás- Corte tica de espessura milimétrica, a uma zona com vá- de falha rias superfícies de deslizamento ou até zonas in- F tensamente cisalhadas com vários metros de es- pessura, onde apenas resquícios da rocha original G H estão preservados. Em rochas cristalinas, o núcleo Fig. 8.9 (A) Seção faltante em perfurações verticais da falha pode ser constituído por um material pra- (perfuração C) sempre indica falhas normais (considerando ticamente não coeso conhecido como gouge de fa- uma estratigrafia constante). (B) Camadas repetidas, lha, no qual argilominerais são formados a partir normalmente associadas a falhas reversas, podem ocorrer de feldspatos e outros minerais primários. Em ou- onde uma falha normal tenha inclinação maior que a tras situações, o núcleo da falha pode conter ca- perfuração que a intercepta (perfuração G) taclasitos de alta dureza, particularmente em fa- lhas formadas na parte inferior da crosta superior Em rochas sedimentares (moles), os núcleos de rúptil. Vários tipos de brechas, coesas ou não co- falhas são tipicamente constituídos por materiais esas, também são encontrados em núcleos de fa- não coesos e espalhados. Em alguns casos, as cama- lhas. Em casos extremos, a fricção faz com que as das mais moles de argila e silte podem espalhar-se rochas cristalinas sejam localmente fundidas, cri- e formar uma membrana que, se for contínua nas ando uma massa vítrea conhecida como pseudota- três dimensões, pode reduzir em muito o fluxo de quilito. A classificação de falhas é apresentada no fluidos através da falha. Em geral, a espessura do Boxe 8.1. núcleo da falha cresce com o aumento da compo-8 FALHAS 120 100 por 80 60 40 de 20 0 60 50 40 30 20 10 A Distância (m) a partir do núcleo da falha Núcleo da falha Núcleo ou superfície de deslizamento Zona de Zona de arrasto dano (rúptil) Perfil da falha Fig. 8.10 Anatomia simplificada de uma falha Fig. 8.11 Zona de dano na lapa de uma falha normal, com rejeito vertical aparente de 150 m-200 m. A zona de dano na lapa foi caracterizada por meio de um diagrama de nente vertical do rejeito da falha, apesar de haver frequência de dados coletados ao longo do perfil. Uma lente grandes variações mesmo ao longo de uma falha de falha é visível em sua parte superior (Arenito Entrada, próximo a Moab, Utah, EUA) simples cortando uma mesma rocha. A zona de dano é caracterizada por estruturas de deformação rúptil em uma densidade maior que a ção constante entre os dois parâmetros utilizados. densidade média no local (background). Ela envolve Para os dados que se situam sobre uma das linhas o núcleo da falha, estando presente tanto em suas retas da figura, a razão entre o rejeito de falha D e extremidades como nas laterais. As estruturas en- a espessura da zona de dano DT é constante para contradas na zona de dano incluem bandas de de- falhas de qualquer magnitude; a distância entre as formação, fraturas de cisalhamento, fraturas exten- linhas adjacentes representa uma ordem de mag- sionais e estilolitos; a Fig. 8.11 mostra um exemplo nitude. Muitos dos dados da Fig. 8.12A situam-se de como as estruturas de pequena escala (bandas em torno ou sobre a linha D = DT, o que significa de deformação) ocorrem apenas nas proximidades que o rejeito da falha é igual ou um pouco maior do núcleo da falha, definindo, nesse caso, uma zona que a espessura da zona de dano, ao menos para e de dano na lapa com espessura de cerca de 15 m. falhas com rejeito de até 100 m. Podemos usar esse A largura da zona de dano pode variar de uma diagrama para estimar os componentes de rejeito - camada para outra, mas, assim como no núcleo da vertical a partir da espessura da zona de dano ou e falha, há uma correlação positiva entre o rejeito da vice-versa, mas o grande espalhamento dos dados falha e a espessura da zona de dano (Fig. 8.12A). Di- (acima de duas ordens de magnitude) causa um alto e agramas logarítmicos, como o da Fig. 8.12, são am- grau de incerteza em estimativas desse tipo. plamente usados na análise de falhas; linhas retas Uma relação similar existe entre a espessura do - em diagramas desse tipo indicam haver uma rela- núcleo da falha (CT) e o rejeito da falha (Fig. 8.12B).Geologia Estrutural Boxe 8.1 ROCHAS DE FALHA Quando os movimentos de falha alteram suficientemente a rocha original, ela passa a ser uma rocha de falha rúptil. Há vários tipos de rochas de falha, dependendo do tipo litológico, da pressão confinante (profundidade), da temperatura, da pressão de fluidos, da cinemática etc. presentes durante o movimento da falha. É útil distinguir os diferentes tipos de rochas de falha e separá-los das rochas miloníticas formadas em regime plástico. Sibson (1977) sugeriu uma classificação (ver diagrama abaixo) baseada em suas observações de que as rochas de falhas rúpteis geralmente não são foliadas, enquanto os milonitos têm foliação. Além disso, ele fez uma distinção entre rochas coesas e não coesas em zonas de falha. Subdivisões adicionais foram propostas com base nas quantidades relativas de clastos grandes e de matriz fina. A classificação de Sibson é descritiva e pode ser aperfeiçoada, se considerarmos que as rochas cataclásticas podem apresentar foliação em alguns casos. Sua relação com os mecanismos microscópicos de deformação também é evidente, pois os milonitos são claramente separados das rochas cataclásticas na parte inferior do diagrama. Brecha de falha é uma rocha inconsolidada com menos de 30% de matriz. Se a razão matriz-frag- Não foliada Foliada mentos for maior, a rocha é denominada gouge de Brecha de falha (>30% de fragmentos visíveis) falha. Um gouge de falha é, portanto, uma versão Gouge de falha Gouge foliado (90% Pseudotaquilito é uma rocha escura, densa, ví- de de Blastomilonito trea ou microcristalina. Ela se forma pela fusão local das paredes da rocha pelo atrito do deslizamento. pseudotaquilito pode apresentar injeções de veios em suas laterais, bordas congeladas, fragmentos de rochas encaixantes e estruturas vítreas. Essa rocha ocorre tipicamente em zonas de espessura milimétrica a centimétrica que fazem contato brusco com a rocha encaixante. Os pseudotaquilitos formam-se tipicamente na parte superior da crosta, mas também podem formar-se em profundidades maiores, nas regiões anidras da crosta inferior. As crush breccias são caracterizadas por fragmentos grandes. Elas têm menos de 10% de matriz e são rochas coesas e duras. Os fragmentos são unidos por um cimento (geralmente quartzo ou calcita) e/ou por microfragmentos que foram moídos durante o falhamento. Cataclasitos são diferentes das crush breccias pela sua menor razão fragmentos-matriz. A matriz é formada por microfragmentos moídos, que constituem uma rocha com aspecto de sílex. É necessária uma certa temperatura para que a matriz assuma um aspecto de sílex e, portanto, considera-se que a maioria dos cataclasitos tenha se formado a 5 km de profundidade ou mais.8 FALHAS Boxe 8.1 ROCHAS DE FALHA (cont.) Injeção de veios de pseudotaquilito em gnaisse protomilonítico Antártica). Milonitos não são exatamente rochas de falhas, ainda que tenham sido assim consideradas por Sibson. Os milonitos são subdivididos com base na proporção dos grãos originais, de tamanho grande, e da matriz recristalizada. Os milonitos são foliados e comumente apresentam lineações e abundantes evidências de processos de deformação plástica, em vez de deslizamento friccional e moagem de Os milonitos formam-se a profundidades e temperaturas maiores que os cataclasitos e as demais rochas de falha; e acima de 300°C para rochas ricas em quartzo. o membro extremo da série dos milonitos, o blastomilonito, é um milonito que se recristalizou após o término da deformação (recristalização pós-cinemática). Dessa forma, o blastomilonito apresenta grãos sem deformação e aproximadamente equidimensionais ao microscópio, com a foliação milonítica ainda visível em amostra de mão. A deformação plástica e os milonitos serão tratados nos Caps. 10 e 15. Essa relação situa-se entre as linhas retas D = 1.000 De modo geral, as rochas moles desenvolvem zonas CT e D = 10 CT, o que significa que a espessura de arrasto mais pronunciadas que as rochas rígidas. do núcleo da falha é estatisticamente em torno de 1/100 do rejeito da falha, para falhas com rejeito de 8.3 Distribuição de rejeito até 100 m. Em alguns casos, é possível mapear variações no As camadas encontram-se, em geral, flexiona- rejeito ao longo de uma falha em campo, tanto na das (dobradas) em torno de falhas, particularmente direção horizontal como na vertical. Em ambas as em rochas sedimentares. o termo clássico para direções, as falhas tendem a mostrar um rejeito má- esse comportamento é arrasto, que deve ser usado ximo na parte central do seu traço, com diminui- como um termo geométrico puramente descritivo. ção gradual em direção às extremidades (Fig. 8.13). A zona de arrasto pode ser mais larga ou mais perfil de rejeito pode variar da forma linear à estreita que a zona de dano, ou pode até estar de sino ou elíptica. Os perfis de rejeito podem ser ausente. A distinção entre a zona de dano e a zona divididos naqueles que têm um máximo central de arrasto se faz pelo caráter de deformação dúctil bem definido (tipo pico) e naqueles que têm uma desta, enquanto a zona de dano é, por definição, parte central larga, com rejeito aproximadamente restrita à deformação rúptil. Ambas as zonas são constante (tipo Exemplos são mostrados na partes da zona de deformação associada às Fig. 8.14.Geologia Estrutural A A 10.000 Dmax extremidade de 1.000 (D) extremidade de 100 de 10 D = 100 DT 1 D = DT B 0,1 D = DT/10 0,001 0,01 0,1 1 10 100 1.000 Capa (H) Espessura da zona de dano (DT) (m) Dmax B 10.000 Lapa D D = (D) 1.000 D =10CT 100 Comprimento (L) D=CT 10 Fig. 8.13 (A) Esquema de uma falha ideal, isolada. o perfil 1 indica um rejeito máximo próximo à sua região central. (B) Esquema do plano de falha com contornos de rejeito. As 0,1 linhas pontilhadas representam as linhas de corte nas 0,001 0,01 0,1 1 10 100 1.000 paredes da capa e da lapa, e a distância entre elas indica a Espessura do núcleo da falha (CT) (m) separação do mergulho Fig. 8.12 (A) Diagrama de espessura da zona de dano (DT) (de um lado da falha) versus o rejeito (D) de falhas em rochas A Tipo pico sedimentares siliciclásticas. (B) Diagrama similar levando em conta a espessura do núcleo da falha (CT). Note os eixos com D escala logarítmica. Dados compilados de várias fontes L B Forma de sino As FALHAS SIMPLES MOSTRAM, EM GERAL, UM AUMENTO D GRADUAL NO REJEITO A PARTIR DE SUA EXTREMIDADE ATÉ A REGIÃO CENTRAL. C L A coleta de dados para estabelecer um perfil de Tipo platô rejeito com base em uma única falha pode ser uma D tarefa difícil quando se pretende obter um quadro confiável da distribuição dos rejeitos na superfície L da falha. Entretanto, conjuntos de dados de minas Fig. 8.14 Tipos de perfis de rejeito (D) ao longo de falhas de carvão e de dados sísmicos 3-D de alta resolu- ção permitiram traçar isolinhas de rejeito em di- com as observações de campo mencionadas nos pa- versas falhas. A Fig. 8.15 é um exemplo de estudo rágrafos anteriores. Portanto, isso confirma o mo- desse tipo e mostra que, como padrão geral, o re- delo idealizado mostrado na Fig. 8.16, em que uma jeito é maior na parte central de uma falha indivi- falha isolada tem uma linha elíptica de extremi- dual e isolada, decrescendo gradualmente em dire- dade e contornos elípticos de rejeito. Um modelo ção às extremidades - uma conclusão consistente elíptico geometricamente similar pode ser aplicado8 FALHAS 215 A Traço de falha Envoltório de deformação de falha 50 Ponto de 37,5 B Ponto de extremidade 25 extremidade 12,5 0 500 m Fig. 8.15 Linhas de contorno de rejeito de uma falha, interpretadas com base em dados sísmicos de alta resolução do Golfo do México Ponto de C extremidade Fonte: modificado de Childs et al. (2003). 10-m para fraturas extensionais, onde os vetores de des- 40-m 50-m locamento são perpendiculares à fratura. Devemos Máximo enfatizar que o modelo elíptico simples de falha pretende descrever uma falha isolada em um meio isotrópico. Na maioria dos casos, o crescimento das Linha de falhas é complicado pela interação mecânica da fa- lha com o acamamento das rochas, que causa des- D vios em relação a esse modelo simples. 8.4 Identificação de falhas em campos de petróleo Vetores de A coleta e a interpretação de informações sobre fa- deslocamento lhas são cruciais na exploração e produção de petró- leo. A seguir, vamos revisar algumas importantes Linha de fontes de dados sobre falhas em campos de petró- leo em contexto extensional; os mesmos princípios Fig. 8.16 Aspectos geométricos de uma falha isolada podem ser aplicados em regimes compressionais e (modelo elíptico de falha). (A) o traço da falha é a de transcorrência. entre a superfície da falha e uma superfície arbitrária (afloramento, perfil sísmico). Os pontos finais do traço de falha são denominados pontos de extremidade (B). Esses 8.4.1 Dados sísmicos pontos situam-se sobre a linha de extremidade, que é a linha A interpretação de dados sísmicos é o modo mais de zero-rejeito que delimita a falha (C). o rejeito aumenta em usado para identificar e mapear falhas em subsu- direção ao centro da falha. Isso pode ser expresso por meio de perfície. A identificação de falhas depende da pre- linhas de contornos (C) ou vetores de deslocamento (D)216 Geologia Estrutural sença de refletores sísmicos mapeáveis. As descon- tinuidades refletoras indicam a localização das fa- lhas, e o rejeito de mergulho (dip separation) é esti- mado pela correlação entre os refletores sísmicos através da falha, como mostrado na Fig. 8.17. Os dados sísmicos têm um limite de resolução que varia de um conjunto de dados para outro, mas, em geral, é difícil ou impossível identificar falhas com rejeito vertical aparente menor que 15 m ou mesmo em dados sísmicos 3-D de alta reso- lução. As falhas que estão abaixo do limite de reso- Fig. 8.18 Falhas em um bloco de dados sísmicos 3-D; dados lução sísmica são denominadas falhas subsísmicas do Mar de Barents (Boxe 8.2). Complicações ao longo das falhas, como lentes e ramificações, podem ser de difícil detecção lhas e os refletores podem ser estudados e interpre- com base apenas em dados sísmicos. As informa- tados em qualquer direção, incluindo seções hori- ções de perfurações, quando disponíveis, são im- zontais (time slices). Isso permite a interpretação da portantes para auxiliar na interpretação dos dados geometria 3-D de falhas e de conjuntos de falhas. sísmicos. As falhas em escala de bacia e os conjuntos de Como ilustrado na Fig. 8.18, um conjunto de da- falhas regionais são, em geral, mapeados por meio dos sísmicos 3-D representa um cubo onde as fa- de linhas sísmicas 2-D regionais. Em alguns casos, as linhas 2-D podem ser linhas sísmicas profun- Discordância da base do das que retratam a crosta inferior e o manto su- perior (Fig. 1.6). As linhas sísmicas profundas mos- tram as grandes falhas que penetram a crosta su- perior e, por vezes, atravessam toda a crosta, trans- formando-se em zonas de cisalhamento em maior 3s profundidade. 8.4.2 Corte de falha e correlação de perfis de poços As falhas nos poços são tipicamente identificadas por correlações estratigráficas. Como mostrado na Fig. 8.9, as falhas reversas e normais causam, res- pectivamente, repetição e omissão de seções estra- tigráficas. conhecimento da estratigrafia a partir 100 3,5 s de poços vizinhos é a base para esse processo de identificação de falhas. Fig. 8.17 Uma falha imageada por dados sísmicos (setas) tamanho das falhas identificáveis por esse mé- Não há reflexões claras marcando a falha propriamente dita. rejeito de mergulho é identificado pela descontinuidade dos todo depende das características dos marcadores refletores (linhas de corte). Imagem obtida com base em estratigráficos, do número de poços, da distância dados sísmicos tridimensionais do campo de Visund, Mar do entre os poços na área, das variações de fácies se- Norte dimentares e da orientação dos poços. A identifica-8 FALHAS Boxe 8.2 FALHAS SUBSÍSMICAS Dúctil ou rúptil? Tudo depende da escala de observação. Podemos considerar, por exemplo, o arrasto de larga escala na capa de grandes falhas normais. As camadas vistas em perfis sísmicos (ou vistas de grande distância) podem parecer contínuas, e a deformação pode ser descrita como dúctil. Pode haver um grande número de falhas subsísmicas, pois as Reflexão sismica Mergulho camadas que parecem contínuas podem ser um verdadeiro efeito do tratamento dos dados sísmicos. Dois casos diferentes são mostrados. Em um deles, uma série Reflexão sismica de falhas subsísmicas antitéticas afeta as cama- das; no outro, as falhas são sintéticas em relação à falha mestra. Como essas falhas são pequenas demais para serem detectadas pela sísmica, as duas imagens sísmicas são idênticas, mas o mergulho verdadeiro em escala de detalhe é diferente nos dois casos. Os dados de perfuração (dipmeter) são importantes, pois é comum a ocorrência de falhas subsísmicas. Se o mergulho medido na perfuração for igual ao mergulho sísmico, então a deformação Falhas é microscópica, talvez por fluxo granular (típico subsísmicas em sedimentos pouco litificados no momento da Fonte: Heshammer e Fossen (1998) deformação). ção do corte de falha (fault cut, localização da falha como dipmeter (medidor de mergulho). As respostas no poço) também depende de suas assinaturas ca- dos diferentes eletrodos nas paredes do poço são racterísticas nos perfis de poços. Os testemunhos, correlacionadas em pequenos intervalos de profun- em geral, não estão disponíveis, e as correlações didade, para que sejam definidas as atitudes das entre os poços são feitas com base em perfilagens camadas. Os planos, em geral, são camadas ou tradicionais, como registros de raios gama, densi- minas, mas podem também representar bandas ou dade, nêutrons e resistividade. A Fig. 8.19 mostra fraturas. um exemplo de como as falhas com apenas 6m As atitudes dos planos (indicadas pelo mergulho de separação estratigráfica podem ser detectadas ou pela direção de mergulho) são lançadas em um em alguns locais do Grupo Brent, no Mar do Norte, diagrama de dipmeter. Para a análise estrutural, é onde há uma alta densidade de poços. Nesse exem- vantajoso separar os dados de mergulho e de dire- plo, a falha foi confirmada pela descrição de tes- ção de mergulho em diagramas individuais e com- primir a escala vertical, como mostrado na Fig. 8.20. As falhas podem ser identificadas por pelo menos 8.4.3 Dados de dipmeter e imagens de poço três modos. primeiro é pela identificação de mu- A microrresistividade pode ser medida continua- danças bruscas de mergulho ou de direção de mer- mente ao longo da perfuração por três eletrodos ou gulho. Isso ocorre quando uma falha separa dois mais (em geral, 16), em uma ferramenta conhecida blocos em que as camadas têm atitudes diferentes,218 Geologia Estrutural A B C Fig. 8.19 Separação de Raios Densidade Nêutrons Resistividade Bandas de Foto do testemunho gama deformação/0,5 m a 2.579 m falha detectada pela 0 10 20 30 34/10-8 2550 correlação do perfil de poços -34/10-A15 de 2560 vizinhos. perfil completo 2570 no poço 8 é mostrado em vermelho, e a correlação indica que há um intervalo Seção faltante no poço 34/10-A15 2580 Falha de cerca de 6 m faltante no dano Superfície de poço A15. A zona de dano 2590 deslizamento (laranja) estimada a partir de 2600 da análise do testemunho é um pouco mais larga 2610 Fonte: baseado em Fossen e Hesthammer (2000). 2620 D 1800 34/10-A15 1900 Discordância (Fm.) Ness Tarbert Rannoch 2000 Grupo Dunlin 2100 100m o que é uma situação bastante comum. Um exem- por meio de algumas centenas de eletrodos. plo é mostrado na Fig. 8.20, nas falhas em profundi- resultado é uma imagem contínua da parede do dade de 17 m e 31 m. poço, que lembra a imagem da própria rocha. Essas Outra característica marcante é a presença de imagens são analisadas em computador para a intervalos locais com variações rápidas e progres- interpretação de acamamento e dados estruturais. sivas no mergulho ou na direção de mergulho. Tais anomalias são conhecidas como cúspides (Fig. 8.21). 8.4.4 Informações de testemunho de Padrões de mergulho em forma de cúspide indicam, perfuração em muitos casos, arrastos causados por falha. A Apenas uma pequena parte das perfurações em um correlação de perfis de poços indica que há uma reservatório é amostrada na forma de testemunhos, seção faltante a 9m de profundidade, no exemplo e apenas raramente as falhas estão presentes neles. da Fig. 8.21. As equipes de em geral, relutam em fa- A terceira característica é o aparecimento de ati- zer perfurações através de falhas, devido ao risco de tudes anômalas relacionadas a fraturas ou a ban- retenção da perfuratriz e de possíveis problemas de das de deformação na zona de dano ou na super- pressão. Além disso, algumas rochas incoesas po- fície principal de deslizamento. Os valores altos de dem desmanchar-se quando perfuradas, formando mergulho nos locais das falhas (na Fig. 8.20) podem zonas de cascalho. Entretanto, as falhas e as zo- constituir um exemplo disso. nas de dano perfuradas representam informações Mais recentemente, tem-se difundido o uso valiosas. Essas amostras permitem a realização de de perfis (quase) contínuos, usados para produzir análises microscópicas e de medições de permeabi- imagens de microrresistividade de poços com base lidade. Além disso, a largura e a natureza da zona em dados de resistividade obtidos com ferramentas de dano e, em alguns casos, do núcleo da falha, po- mais sofisticadas, como o FMI (Formation dem ser estimadas. A Fig. 8.22 mostra um exemplo ger). Essa ferramenta mede a microrresistividade de um testemunho em uma falha com um inter-8 FALHAS Mergulho Azimute de mergulho Mergulho 30° 0° 180° 360° 0° 30° 60° 1600 -2625 34/10-A-5H (Gullfaks) 34/10-C-3 (Gullfaks) -1700 Cretáceo -2675 Discordância 1800 Jurássico F:6,5m F:9m 1900 Cúspide -2725 F: F:31m -2000 -2775 2100 2200 -2825 Fig. 8.21 Dados de dipmeter (mergulho versus profundidade) mostrando uma geometria clássica em cúspide, relacionada ao arrasto em torno de uma falha de pequeno porte. Dados do Campo de Gullfaks, Mar do Norte Fig. 8.20 Dados de dipmeter do campo de Gullfaks, Mar do cisalhamento. Entretanto, isso não ocorre direta- Norte, onde o mergulho e o azimute (direção) de mergulho mente a partir de uma única fratura de cisalha- são mostrados em função da profundidade medida do poço. mento, pois as fraturas não podem expandir-se em As falhas identificadas por correlação estratigráfica (seções faltantes) são indicadas seu próprio plano. Em vez disso, elas se curvam e formam wing cracks ou outras fraturas relacionadas, valo faltante de 6m. A superfície central de desliza- de caráter tensional (Boxe 7.3). Os experimentos mento e as bandas de deformação são visíveis. mostram que há uma fase de intenso microfratu- ramento antes do início do fraturamento e de sua A atitude das falhas e fraturas nos testemunhos pode ser medida se o testemunho estiver orientado. propagação. Quando a densidade das microfraturas Em geral, ele não é orientado e, portanto, sua ori- alcança um nível crítico, a fratura principal se ex- entação é reconstituída com base em informações pande pela conexão das microfraturas de orienta- sobre a atitude das camadas, com dados de dipmeter ção favorável. A zona de microfraturas (e mesofra- ou Entretanto, isso é possível apenas se o turas) à frente da extremidade da fratura é deno- acamamento não for horizontal. minada zona de quebra friccional ou zona de pro- cesso. 8.5 Nascimento e crescimento das falhas Para que uma falha se desenvolva, certo número de pequenas fraturas de cisalhamento, fraturas 8.5.1 Formação de falhas em rochas não tensionais e fraturas híbridas deve se formar e se porosas conectar. A superfície de falha incipiente é irregular, As falhas em rochas com baixa porosidade ou não causando a moagem e o microfraturamento em porosas crescem a partir de pequenas fraturas de suas paredes. Ocorre tipicamente a formação de220 Geologia Estrutural um núcleo pouco espesso de rocha brechada ou moída. Durante o crescimento da falha, novas fra- turas se formam nas paredes próximas a ela. Assim sendo, na maioria dos casos, o núcleo da falha, racterizado por intensa deformação cataclástica, é envolvido por uma zona de dano, onde o fratura mento é menos intenso. A FORMAÇÃO o CRESCIMENTO DE FALHAS É UM PRO CESSO COMPLEXO QUE ENVOLVE UMA ZONA DE PROCESSO FRONTAL, ONDE MICROFRATURAS SE FORMAM E SE CONEC TAM UMAS ÀS OUTRAS. As rochas naturais não são isotrópicas e, em muitos casos, as falhas se formam ao longo de zonas mesoscópicas preexistentes de fraqueza. Es sas zonas de fraqueza podem ser dadas por in terfaces de camadas ou diques, mas as estruturas que têm maior probabilidade de serem ativadas são as juntas, além, é claro, das falhas preexistentes As juntas tendem a ser estruturas planas de fra queza, com pouca ou nenhuma coesão. Elas tam bém podem formar superfícies de até dezenas d metros de extensão, porque as estruturas nais têm a possibilidade de se expandirem em se próprio plano. As falhas formadas a partir de junta herdam algumas de suas características. Se um falha se forma por deslizamento friccional a parti de uma junta simples e de grande porte, ela inicia mente tende a ser uma nítida superfície de desliza mento, praticamente sem núcleo de falha e zona d dano. Com o avanço do deslizamento, entretanto, falha se expande pela conexão com outras junta próximas à sua extremidade. A zona de dano se espessa e o núcleo da falha se desenvolve. A FORMAÇÃO DE FALHAS POR REATIVAÇÃO REQUER M Fig. 8.22 Intervalo de testemunho de sondagem com 1 m de NOR ESFORÇO, CAUSA MENOS DANO NAS IMEDIAÇÕES D comprimento através de uma falha (seção faltante de 6 m) no FALHA (ZONA DE DANO MAIS ESTREITA) E PODE RESULTA campo de Gullfaks, Mar do Norte. As perfurações no EM MENOR GRADIENTE DE DESLOCAMENTO AO LONGO D testemunho indicam locais de coleta de amostras para FALHA. análise de permeabilidade. Ver também a Fig. 8.198 FALHAS 22I la ou 8.5.2 Formação de falhas em rochas porosas A S fra- Em rochas altamente porosas e em sedimentos, ssim o crescimento de falhas segue uma trajetória um a, ca- pouco distinta. espaço dos poros permite que os ica, é grãos se reorganizem. Se os grãos de um arenito atura- são fracamente cimentados, eles poderão reorga- nizar-se por rotação e por deslizamento friccional B em suas bordas (translação) durante a deformação. PRO- Em outros casos, os grãos também podem fraturar- CESSO -se internamente. Em ambas as situações, a defor- ONEC- mação tende a ocorrer em zonas ou bandas estrei- tas, formando estruturas conhecidas como bandas de deformação. Diferentes tipos de bandas de de- C em formação são discutidos no capítulo anterior (se- de ção 7.8). a. Es- Observações de campo, trabalhos experimentais or in- e simulações numéricas mostram que a deforma- turas ção avança pela formação sequencial de novas S são bandas de deformação, adjacentes à banda inicial D entes. (Fig. 8.23). Isso significa que, de alguma forma, é e fra- mais fácil a formação de uma nova banda próximo tam- já existente do que prosseguir com o ci- as de salhamento na banda inicial. resultado disso é ensio- uma zona de bandas de deformação, cujo desen- seu volvimento pode ser explicado através do endure- cimento por deformação. Considera-se que o endu- Fig. 8.23 Modelo geral de formação de falhas em arenito uma recimento por deformação seja causado pela perda poroso, proposto por Aydin e Johnson (1978): (A) bandas de porosidade no interior da banda, fenômeno mais individuais de deformação; (B) conexão das bandas; (C) pronunciado nos locais em que os grãos são moídos formação de uma zona de bandas de deformação; (D) sliza- (bandas cataclásticas). Note a diferença entre as falhamento dessa zona na de zonas de processo em rochas não porosas e em a rochas altamente porosas. A zona de processo em As superfícies de deslizamento são nucleadas em rochas não porosas enfraquece a rocha e aumenta pequenas áreas, a partir de onde se propagam, então a sua porosidade, por meio da formação de fratu- se conectam e, por fim, formam as superfícies de ras. Em rochas altamente porosas, as bandas de deslizamento que cortam a rocha. Mecanicamente, deformação na zona de processo em muitos casos as superfícies de deslizamento são estruturas de R endurecem a rocha e reduzem a sua porosidade. fraqueza que podem acumular, de modo relativa- ES DA Uma vez que um certo número de bandas de mente rápido, vários metros de rejeito ou mais. deformação tenha se acumulado na zona de ban- JLTAR As superfícies de deslizamento que atravessam a GO DA das de deformação, a porosidade estará suficiente- rocha são comumente associadas a zonas delgadas mente reduzida a ponto de permitir a formação e (de espessura milimétrica) de ultracataclasito, que o crescimento de uma superfície de deslizamento. podem ser consideradas o núcleo da falha.222 Geologia Estrutural as zonas de dano devem ser um pouco mais antigas As FALHAS EM ROCHAS ALTAMENTE POROSAS FORMAM- que a superfície de deslizamento a ela associada. -SE A PARTIR DE ZONAS DE BANDAS DE DEFORMAÇÃO. Em consequência, a espessura e a deformação em uma zona de dano deveriam ser independentes do deslocamento da falha. Dados empíricos (Fig. 8.12) 8.5.3 Zona de dano mostram, entretanto, que esse não é o caso, apesar crescimento das bandas de deformação e/ou de de a falha (superfície de deslizamento) representar fraturas ordinárias antes da formação de uma su- a porção mais frágil da rocha e ser, portanto, sus- perfície de deslizamento através da rocha é rele- cetível a reativações sem a criação de mais danos vante para o nosso entendimento da zona de dano. nas paredes laterais. Isso acontece porque as falhas No momento da formação da superfície de desli- não são estruturas planas perfeitas, e tampouco se zamento (falha), as fraturas preexistentes em seu expandem dentro de um plano perfeito. As falhas entorno irão constituir a zona de dano. Assim que são irregulares em muitas escalas, porque as rochas a falha estiver estabelecida, a zona de processo em são, ao mesmo tempo, heterogêneas e anisotrópi- frente da extremidade da falha avança com a ex- cas. Por exemplo, as falhas podem curvar-se ao en- pansão da falha, deixando atrás de si uma zona que contrar uma camada litologicamente distinta ou ao será a zona inicial de dano (Fig. 8.24). Em uma rocha conectar-se com outras falhas (Fig. 8.25). A Fig. 8.26 porosa, essa zona tende a ser formada por bandas mostra um exemplo de como os danos podem ser de deformação. Como as falhas em rochas porosas produzidos nas vizinhanças de uma falha curva, se formam pelo falhamento das zonas de bandas com uma suave dobra-falha. de deformação (Fig. 8.23), o comprimento da zona de processo na banda de deformação tende a ser As ESTRUTURAS NA ZONA DE DANO FORMAM-SE ANTES, maior nas rochas porosas do que nas não porosas. DURANTE E DEPOIS DA FORMAÇÃO DE UMA SUPERFÍCIE DE Isso é particularmente válido se as bandas de defor- DESLIZAMENTO (FALHA). mação forem cataclásticas, situação em que a zona de processo pode atingir várias centenas de metros Se a falha for temporária ou localmente plana de comprimento. e suave, pode haver períodos de acumulação de Como as estruturas da zona de dano se formam rejeito sem qualquer deformação adicional nas ro- além da extremidade de uma falha em propagação, chas adjacentes, ou seja, sem que haja expansão Zona de processo: Fig. 8.24 Falha envolvida por Extremidade da invisível em dados uma zona de dano, o que falha: invisível sismicos significa que há uma zona de em dados sismicos Zona de processo além da extremidade dano da falha, onde a rocha é Superficie de "processada" antes da propagação da falha. A zona de processo pode contribuir para a compartimentação de Zona 10-50m dano de reservatórios de petróleo Fonte: Fossen et al. (2007).8 FALHAS 223 A gas Espessura em do Espessura 12) extrema sar tar Curva de Dobra falha us- Espessura associada normal a falha se Fig. 8.26 Antiforma na capa (dobra-falha curva) B relacionada a um desvio na falha principal. A zona de dano é Espessura anomalamente larga, em razão de complicações causadas pi- normal pela curvatura da falha principal. Bandas de cisalhamento en- sintéticas e antitéticas são indicadas por cores. Formação Matulla, Wadi Matulla, Sinai rejeito da falha ao Espessura supera os 4 m de altura do paredão extrema ser 1.000 va, 100 Espessura Zona de dano 10 inativa normal TES, 1 Crescimento da de zona de dano DE 0,1 Falhamento, zona Fig. 8.25 Variação na espessura da zona de dano 0,01 de processo torna-se zona de dano relacionada à mudança no mergulho (A) ou à conexão de 0,001 Crescimento da ana falhas (B). Nessas situações, as estruturas menores são zona de dano 0,0001 de incorporadas à zona de dano até que a falha possa cortar de ro- modo mais uniforme essa zona complexa 10 100 1000 Espessura da são zona de dano (m) da zona de dano. Entretanto, em locais onde as fa- Fig. 8.27 Esquema do crescimento periódico de uma zona de lhas se conectam ou se curvam, os danos podem dano. primeiro estágio é o crescimento da zona de processo. ocorrer durante o crescimento da falha, causando Quando uma falha se forma, a zona de processo converte-se de um alargamento da zona de dano. Posteriormente, em zona de dano e o deslizamento ocorre de modo suave por de a falha pode definir um traçado mais plano através um certo período (seta vermelha), até que complicações bloqueiem a falha, o que provoca uma nova etapa de das zonas complexas, e a zona de dano torna-se crescimento da zona de dano. Esse ciclo se repete durante o Portanto, o crescimento das zonas de dano a de crescimento da falha e causa um considerável espalhamento ra a pode ser temporal e local (Fig. 8.27), contribuindo dos dados de falhas em diagramas que relacionam rejeito e para o espalhamento visto na Fig. 8.12. espessura da zona de dano 8.5.4 Zona de arrasto dúctil nas adjacências de uma falha, de modo que seja arrasto pode ser definido como qualquer variação possível identificar uma clara relação genética en- na atitude de camadas ou marcadores tre essas deflexões e a falha. Comumente, o termo224 Geologia Estrutural arrasto descreve zonas com metros ou dezenas de metros de largura. Entretanto, as sinclinais na capa, relacionadas a falhas normais em bacias em riftes continentais, podem estender-se por até várias cen- tenas de metros. De modo similar, antiformas de grande porte (arrasto reverso), com vários quilôme- tros de extensão no bloco de capa, podem estar as- sociadas a grandes falhas lístricas. ARRASTO É UM DOBRAMENTO DE CAMADAS EM TORNO DE UMA FALHA, CAUSADO POR DEFORMAÇÃO RÚPTIL DI- RETAMENTE RELACIONADA À FORMAÇÃO E/OU AO CRESCI- MENTO DA FALHA. arrasto ocorre em camadas pouco competen- tes, que se deformam de modo dúctil mesmo na parte superior rúptil da crosta; ele é, portanto, mais comum nas falhas em sequências sedimentares. Mesmo que o arrasto, em geral, seja limitado a uma zona de poucos metros de espessura ao longo da fa- lha (Fig. 8.28), ele pode ser suficientemente grande para ser mapeável por dados sísmicos; na Fig. 8.29, ele é registrado através de dados de dipmeter. arrasto pode ser formado em qualquer regime tectônico. Um requisito cinemático é o ângulo en- tre o vetor de deslizamento da falha e o acama- mento, que não deve ser muito pequeno. Como o acamamento tende a ser sub-horizontal na maio- ria das rochas sedimentares, o arrasto é mais co- mumente associado a falhas normais e reversas, e menos comum em falhas transcorrentes. As dobras também podem desenvolver-se em camadas sub- -horizontais ao longo de falhas transcorrentes (ver Fig. 18.10), mas, nesse caso, não são dobras de ar- rasto. Dessa forma, podemos considerar mais uma característica das dobras de arrasto: Os EIXOS DAS DOBRAS DE ARRASTO ESTÃO EM ALTO GULO COM o VETOR DE DESLOCAMENTO DA FALHA. Fig. 8.28 Arrasto de camadas de siltito e Nas falhas em que o rejeito ocorre segundo o uma falha vertical localizada na margem es mergulho do plano de falha e que cortam camadas Monumento Nacional do Colorado, EUA8 FALHAS 225 volvimento das zonas de dano: em ambos os casos, TWT W 34/10-8 msec as camadas são deformadas na ativação da extre- 1800 Base do Cretaceo midade da falha. A diferença é que o dobramento de arrasto é dúctil até uma certa escala, em geral até a escala de amostra de mão. 2000 A geometria de uma dobra de arrasto contém informações sobre os processos de sua formação. Uma dobra de arrasto onde as camadas têm a mesma geometria ao longo da falha, com largura 2200 constante das isógonas de mergulho da zona de 500 m arrasto (ver Cap. 11) dispostas de modo paralelo ao traço da falha, pode ser modelada por cisalhamento simples. Em um caso como esse, teríamos uma Fig. 8.29 Dados de dipmeter coletados ao longo de um poço zona de cisalhamento simples com uma desconti- vertical no Mar do Norte. Os estereogramas mostram a nuidade central. direção de mergulho das camadas em intervalos selecionados. Uma mudança de oeste para leste no mergulho das camadas Em alguns casos, a zona de arrasto alarga-se é consistente com o arrasto normal registrado pelos refletores para cima, e outro modelo cinemático deve ser apli- sísmicos. Note também que a zona de arrasto se alarga para cado. Um modelo popular é o trishear. Nesse mo- cima, o que é consistente com o modelo trishear delo, que é discutido no Boxe 8.3, a zona de de- formação ativa à frente da extremidade da falha é sub-horizontais, os eixos das dobras de arrasto são distribuída em uma zona triangular ou em forma sub-horizontais. de leque (Fig. 8.30). Essa zona move-se através da Há dois tipos de arrasto geometricamente dis- rocha enquanto a falha se propaga e não há mais tintos: o normal e o reverso. arrasto normal tem a formação de dobras no momento em que a falha uma geometria similar às zonas de cisalhamento, atravessa as camadas de rocha. A largura da zona em que as camadas se flexionam e se paralelizam triangular de deformação varia caso a caso, mas com a falha (Figs. 8.28 a 8.32). Como o arrasto nor- em todas as situações a zona de arrasto alarga-se mal está associado a um deslocamento, o rejeito para cima. Esse modelo parece funcionar particu- total é a soma do arrasto dúctil normal e do deslo- larmente bem em situações nas quais falhas no camento visível da falha. arrasto reverso é usado embasamento são reativadas e propagam-se pelas para estruturas antiformas (roll over) de maior porte camadas sedimentares sobrepostas. Muitos exem- que ocorrem no bloco de teto em falhas normais lís- plos dessas estruturas são encontrados nas áreas tricas. Nesse caso, as camadas são côncavas na dire- soerguidas do Platô do Colorado (EUA) e no antepaís ção do deslizamento. Tanto arrasto normal como (foreland) das Montanhas Rochosas, em Wyoming e o reverso correm ao longo de falhas, dependendo no Colorado (EUA), onde as estruturas dobradas são, da geometria local das falhas. em geral, denominadas dobras forçadas. Considerou-se inicialmente que o arrasto seria As dobras que se formam além da extremidade causado pelo atrito entre os blocos durante o mo- de propagação das falhas são denominadas dobras vimento da falha, mas o termo arrasto inclui, atu- por propagação de falhas. Dessa forma, muitas do- de almente, a flexão de camadas anterior à formação bras de arrasto são dobras falhadas por propagação da falha. Essa noção mais recente inclui várias situ- de falhas. Entretanto, o arrasto pode formar-se ou ações de arrasto, em um modelo similar ao desen- acentuar-se nas paredes de uma falha já existente.226 Geologia Estrutural Boxe 8.3 Trishear A Zona Trishear método trishear, proposto por Eric Erslev em 1991, Vetores de Capa permite fazer a modelagem da deformação dúctil velocidade (móvel) em uma área triangular de dobra por propagação de falha, à frente da propagação da extremidade de uma Ângulo falha. lado do triângulo situado na capa move-se apical com uma velocidade constante sobre a lapa fixa, e o ângulo apical do triângulo é escolhido. triângulo é da Lapa simétrico em relação à falha e o vetor de velocidade (fixa) é idêntico em todos os pontos situados ao longo de qualquer raio com origem na extremidade da falha. Através da zona triangular, a velocidade aumenta B em direção à capa. Além disso, a direção do vetor de velocidade varia gradualmente da capa em direção à lapa, como mostrado na figura. Podemos escolher o ângulo apical da zona trishear, o mergulho da falha, a magnitude do rejeito e a razão de propagação/rejeito (razão P/S; propagation/slip). A razão P/S determina quão rápido a extremidade da falha se propaga em re- lação ao deslizamento da falha. P/S = 0 significa que fixamos a zona triangular na lapa, enquanto P/S = 1 indica que fixamos a zona na capa. Na maioria dos casos, P/S > 1 não é uma aproximação realista. Po- demos definir por tentativa e erro a geometria que mais se aproxima das observações de campo ou das estruturas definidas pela sísmica. Com um programa de modelagem trishear, podemos simular de modo surpreendentemente realista a deformação dúctil à frente da propagação da extremidade de uma falha e o arrasto resultante ao longo do plano de falha. Para compreendermos melhor o modelo trishear e os seus parâmetros, podemos usar o programa gratuito FaultFold, criado por Rich Allmendinger. Modelo trishear de uma falha reversa afetando uma sequência de camadas sedimentares. P/S = 1,5. A estrela indica a extremidade da falha em cada estágio.8 FALHAS 227 mal entre dois segmentos de falhas sobrepostos é ilustrado na Fig. 8.31. Esse último mecanismo pode fazer com que a camada dobrada (rotacionada), tipi- camente formada por argila ou folhelho, se espalhe ao longo do plano de falha. A Resistente Pouco resistente Resistente B Fig. 8.31 Arrasto normal em camadas menos competentes (p. ex., argila) entre dois segmentos de falha sobrepostos ARRASTO PODE FORMAR-SE ALÉM DA EXTREMIDADE DA FALHA E NAS PAREDES DE UMA FALHA ATIVA. Fig. 8.30 Modelagem trishear do desenvolvimento de arrasto normal. Nesse modelo de dobra de propagação de falha, a zona de arrasto alarga-se para cima 8.5.5 Arrasto, mecanismos de deformação e a zona de dano Assim como a zona de dano, o arrasto de falha pode arrasto pode ocorrer por fluxo granular, particu- desenvolver-se pelo bloqueio de movimento em de- larmente em sedimentos pouco litificados. fluxo corrência da curvatura das falhas, da conexão de granular praticamente não deixa traços de deforma- falhas ou de outras complicações que podem au- ção, exceto pela rotação do acamamento ou pela mentar o atrito ao longo dos planos de falhas. modificação de estruturas sedimentares. Em rochas efeito da geometria de falhas não planas é discu- sedimentares consolidadas, os grãos podem fratu- tido no Cap. 20, e o desenvolvimento de arrasto nor- rar-se e causar um fluxo cataclástico distribuído. Os228 Geologia Estrutural Delicate mecanismos são os mesmos que operam nas dife- Vista de N Arch Delicate Arch Falha S rentes bandas de deformação discutidas no capí- principal tulo anterior, mas a deformação durante o dobra- 1.000 n mento de arrasto é menos localizada e a deforma- ção (strain) é, em geral, menor. Há um gradiente de 80 deformação em direção à falha (Fig. 8.32). 60 de 40 20 0 0 1 km 2km 3 km Aumento de deformação Fig. 8.33 Dobramento de camadas (antiforma ou arrasto reverso) adjacente a uma falha principal (não indicada), acomodado pela geração de bandas de deformação. Note a relação entre a rotação das camadas e a densidade das Fig. 8.32 Elipses de deformação retratando a relação entre a bandas de deformação. Exemplo do Parque Nacional Arches atitude das camadas e a deformação. Modelo gerado com o (EUA), baseado em Antonellini e Aydin (1994) programa trishear FaultFold (Allmendinger, 2003) A C Algumas falhas, particularmente em rochas me- Cola tamórficas, apresentam bandamento com dobras Limite de Deslizamento elasticidade estável similares às dobras de arrasto, como as apresen- tadas na Fig. 8.28. Um exame mais detalhado de Desliza Tempo Deslocamento muitas dessas dobras "de arrasto" indica que elas são controladas por mecanismos de deformação B D plástica e, portanto, são zonas de cisalhamento em torno de falhas que podem ter se formado de vá- Cola Endurecimento por deslizamento rias formas, geralmente na zona de transição rúp- Desliza til-dúctil. Em geral, não consideramos as estruturas Tempo Tempo de fluxo plástico como dobras de arrasto, apesar da Fig. 8.34 Gráficos idealizados que ilustram a diferença entre grande similaridade entre elas. o deslizamento tipo "cola-desliza" (stick-slip) e o deslizamento estável: (A) e (B) são gráficos do deslizamento 8.5.6 Crescimento de falhas e sismicidade (C), do deslizamento estável ideal; e (D), do Assim que uma superfície de falha se estabiliza, ela deslizamento estável com endurecimento por deslizamento passa a representar uma estrutura de fraqueza na rocha, propensa a romper-se novamente com no- car os terremotos, no qual cada evento causa um vos acúmulos de esforços. As falhas crescem por terremoto cuja magnitude está relacionada à meio de dois mecanismos. mais comum é o de- tidade de energia liberada com a dissipação dos es nominado "cola-desliza" (stick-slip), em que o movi- forços. Em termos de deformação, a magnitude dos mento ocorre em eventos sísmicos bruscos, separa- terremotos está relacionada à quantidade de defor- dos por períodos sem movimento (Fig. 8.34). es- mação elástica liberada pelo movimento das falhas. forço acumula-se entre os episódios de movimento outro modo de acumulação de rejeitos nas até que seja excedida a resistência de atrito na su- falhas é o deslizamento estável ou deslizamento perfície de falha. Esse é o modelo usado para expli- assísmico. Idealmente, o rejeito acumula-se a uma8 FALHAS 229 taxa constante durante o deslizamento estável fica, em rochas graníticas, temperaturas aproxima- (Fig. 8.34C). Alguns experimentos de laboratório damente acima de 300°C. mostram que um incremento gradual da força Em suma, podemos afirmar que na parte mais aplicada é necessário para que o movimento con- superficial da crosta (até dois quilômetros de pro- tinue. Esse efeito é denominado endurecimento fundidade) os terremotos são raros, devido aos por deslizamento (Fig. 8.34D) e está relacionado baixos esforços normais, aos núcleos de falhas aos danos na superfície de deslizamento durante a inconsolidados (gouge) e, pelo menos nas bacias deformação. sedimentares, à presença de rochas frágeis e poro- Diversos fatores controlam se o movimento da km sas. Em profundidades maiores, podemos esperar falha será gradual ou se irá ocorrer em eventos sú- uma maior atividade sísmica e movimentos do sto bitos. Os experimentos com rochas indicam que tipo "cola-desliza" até a profundidade da transição o deslizamento estável tem mais chance de ocor- a rúptil-dúctil. Isso é exatamente o que os dados rer quando o esforço normal ao plano de falha for sísmicos indicam, quando se define a zona sismo- ches pequeno, o que é mais comum na parte mais su- gênica (Fig. 8.35). perficial da crosta rúptil do que em níveis crustais Tipicamente, uma falha individual na zona sis- mais profundos. As falhas de baixo ângulo ao longo mogênica apresenta evidências de movimentos de camadas com sobrepressão em sequências se- tanto do tipo "cola-desliza" como de deslizamento nento dimentares também podem causar deslizamentos estável. Apesar dos eventos sísmicos serem res- estáveis, mesmo em profundidades de vários quilô- ponsáveis pela maior parte dos rejeitos acumula- metros, porque a sobrepressão reduz o esforço nor- dos ao longo do tempo, observa-se que um lento mal através da falha (seção 7.7). tipo litológico é outro fator importante: sedi- 10% 20% 0 mentos e rochas sedimentares porosos são mais sujeitos à deformação por deslizamento estável do Assísmico nto que as rochas cristalinas de baixa porosidade. Em especial, o deslocamento tipo "cola-desliza" é favo- recido em rochas pouco porosas e ricas em quartzo, 5 km enquanto a presença de argila favorece o desliza- entre mento A presença de um gouge de falha não nento coeso e argiloso no núcleo da falha tem efeito simi- do lar ao de um argilito: zonas espessas e contínuas 10 km ento de gouge argiloso promovem o deslizamento está- vel. Os gouges (ou as superfícies de deslizamento um ao longo das zonas de gouge) tendem a represen- tar canais de percolação de fluidos, e isso-aumenta es- a probabilidade de ocorrência de um deslizamento 15 km Assísmico dos lefor- Próximo à transição rúptil-dúctil, as temperatu- ras elevadas favorecem os mecanismos de defor- nas mação plástica, que, por sua vez, facilitam o des- Fig. 8.35 Distribuição de 630 terremotos na crosta abaixo de ento lizamento A deformação "cola-desliza" é Parkfield, Califórnia (EUA). A distribuição é característica da crosta continental distante de zonas de subducção. Dados de uma menos importante no regime plástico, o que signi- Marone e Scholz (1988)230 Geologia Estrutural "rastejamento" assísmico ocorre entre os eventos característico de terremoto considera que cada sísmicos. Podem ocorrer ajustes pós-sísmicos, que evento de deslocamento seja igual aos demais em podem ser sísmicos ou não. Nesse contexto, o termos de distribuição de rejeito e comprimento de termo sísmico refere-se às súbitas liberações de ruptura. Entretanto, a localização do máximo de re- energia e movimentações por meio de terremo- jeito pode variar de um evento para outro. modelo tos. O termo significa a acumulação gra- de rejeito variável prevê que tanto a magnitude dual de deslocamentos, mas sem a geração de do rejeito como o comprimento da ruptura podem terremotos. variar de um evento para outro, enquanto o modelo Em geral, o deslizamento das falhas e a acumu- de rejeito uniforme considera que o rejeito em um lação de rejeito são discutidos em termos do com- dado ponto é o mesmo em cada evento (a área portamento sísmico e assísmico. É importante per- varia). Não vamos entrar em detalhes sobre esses ceber que um único terremoto é capaz de contribuir modelos, mas apenas afirmar que a acumulação de apenas com pouco mais que alguns metros de re- rejeitos resulta em um rejeito máximo próximo à jeito. Um terremoto de magnitude entre 6,5 e 6,9, região central da falha, diminuindo gradualmente ao ativar uma falha de 15 km a 20 km de exten- em direção às extremidades (Fig. 8.13). são, causa um rejeito máximo de 1m ao longo da falha. Apenas os terremotos maiores podem causar 8.6 Crescimento de populações de falhas rejeitos da ordem de 10 m a 15 m. Isso tem uma As falhas crescem a partir de microfraturas ou de implicação muito importante: zonas de bandas de deformação e acumulam re- jeitos ao longo do tempo, enquanto a deformação UMA FALHA COM 1 KM DE REJEITO DEVE TER SIDO o PRO- persistir. Além disso, elas tendem a nuclear-se em DUTO DE CENTENAS DE TERREMOTOS. muitos locais diferentes quando uma região é sub- metida a um esforço crítico, como em um rifte; refe- É importante notar que a acumulação de rejei- rimo-nos a esses grupos de falhas como populações tos pode demorar milhares ou milhões de anos, de- de falhas. Em geral, muitas falhas em uma popula- pendendo da taxa de deslocamento local. Taxas de ção logo se tornam inativas e se mantêm pequenas. rejeito vertical podem ser medidas pela datação de Outras atingem um estágio intermediário antes de camadas sedimentares e pela medição dos desloca- cessar seu movimento, e poucas crescem para for- mentos. Taxas médias de deslocamento de cerca de mar falhas com grandes rejeitos. Dessa forma, uma 1 a 10 mm/ano foram encontradas para a maioria população de falhas é sempre dominada pelas fa- das falhas em áreas tectonicamente ativas. lhas menores, enquanto falhas longas adicionais se As grandes falhas tendem a deslizar ao longo desenvolvem à medida que a deformação se acu- de apenas uma parte limitada de sua superfície mula. total. A distribuição do rejeito total de uma grande Em geral, as falhas não crescem como estruturas falha equivale, portanto, à soma das contribuições individuais por um longo tempo. À medida que elas de rejeitos dos eventos individuais (terremotos) crescem, tendem a interferir nas falhas vizinhas. (Fig. 8.36). Os eventos individuais de deslocamento Por esse processo, duas falhas podem unir-se para produzem contornos de rejeito mais ou menos formar uma falha única e muito mais longa. cres- elípticos, similares aos mostrados na Fig. 8.15, mas cimento por conexão é um mecanismo bastante a distribuição de rejeitos finitos de um grande comum, que cria algumas das estruturas mais número de eventos de deslocamento (terremotos) é interessantes e importantes nas regiões falhadas mais difícil de prever ou de compreender. modelo (Figs. 8.37 e 8.38).8 FALHAS 23I Dmax = Fig. 8.36 Esquema da acumulação de rejeitos tg(y) através de eventos repetidos (terremotos). Cada evento contribui com poucos metros de rejeito. Neste modelo, observa-se um perfil L1 L2 L3 L4 log(L) cumulativo em forma de sino, que se assemelha a um único evento de deslizamento. o resultado desse modelo é uma Tempo linha reta em um diagrama t4 L4 logarítmico comprimento versus rejeito L3 L2 t1 L1 Comprimento 8.6.1 Conexão de falhas e estruturas de propagação das extremidades das falhas diminui transferência nos locais onde há falhas não sobrepostas, o que Em uma população na qual as falhas crescem em faz com que o gradiente local de deslocamento au- comprimento e em altura, as falhas e os campos mente. Isso causa a formação de perfis assimétricos de esforço e deformação ao seu redor irão afetar- de rejeito, onde o máximo é deslocado em direção -se mutuamente. Vamos considerar duas falhas cu- à extremidade com sobreposição (Fig. 8.40; t1). jas extremidades se aproximam durante o cresci- A distribuição assimétrica do rejeito torna-se mento. Antes de as extremidades se sobreporem mais pronunciada à medida que as falhas se sobre- (mas após o início da interferência entre os campos e as camadas na região de sobreposição se de esforços), as falhas são consideradas como não dobram. dobramento é um resultado da transfe- sobrepostas (Fig. 8.39A). Uma vez que as extremi- rência de deslocamento rúptil de uma falha para dades se sobreponham, as falhas são consideradas outra, e está diretamente relacionado aos altos gra- como sobrepostas (Fig. 8.39B,C). As falhas sobrepos- dientes de rejeito nas zonas de sobreposição de ex- tas e não sobrepostas são consideradas como es- tremidades. Se a interferência entre as falhas ocor- tando em conexão suave, pois não estão em contato rer perpendicularmente à direção de deslizamento, físico direto. Posteriormente, elas podem conectar- que para falhas normais e reversas significa na di- -se e formar uma ligação direta (Fig. 8.39D). reção horizontal, e se o acamamento for sub-hori- As falhas não sobrepostas "sentem" a presença zontal, então o dobramento é expresso na forma da extremidade da falha vizinha, tendo em vista de uma dobra em rampa. A dobra em si é denomi- que a energia necessária para manter a deforma- nada rampa de transferência (relay ramp), e a estru- ção em operação continua aumentando. A taxa de tura como um todo é conhecida como estrutura de232 Geologia Estrutural A Segmentos isolados Resistente Falha Falha Pouco antitética mestra resistente B Segmentos sobrepostos (conexão suave) Rampas C Segmentos com conexão direta Fig. 8.37 População de fraturas extensionais na borda de D uma estrada asfaltada. Cada fratura cresceu a partir de Crescimento contínuo Curvatura microfraturas, e as fraturas visíveis têm uma ampla faixa de com coalescência de do traço segmentos de falha de falha tamanhos. asfalto está mais ou menos saturado por fraturas e, portanto, a deformação adicional deverá ser acomodada por coalescência das fraturas existentes, em vez da nucleação de novas fraturas transferência (Figs. 8.39C e 8.41). No Boxe 8.4 dis- cutimos porque essas estruturas são especialmente interessantes para os geólogos de petróleo. Fig. 8.38 Modelo simplificado do desenvolvimento de uma A rampa é uma dobra que pode conter fratu- parte de uma população de falhas em Canyonlands, Utah ras extensionais, fraturas de cisalhamento, bandas (EUA). As falhas desenvolvem-se a partir de fraturas de deformação e/ou pequenas falhas, dependendo isoladas, criando falhas longas por meio da formação e das propriedades mecânicas da rocha no momento destruição de rampas de transferência Fonte: baseado em Trudgill e Cartwright (1994). da deformação. Posteriormente, a rampa se rompe para formar uma rampa rompida de transferência, na qual as duas falhas passam a estar diretamente Além da ruptura, haverá um rejeito mínimo conectadas entre si e associadas a uma zona de no local da estrutura de transferência. A curva de dano anomalamente larga. rejeito total ao longo da falha irá mostrar, portanto,8 FALHAS 233 A Não sobrepostos t3 t4 t4 B t3 Sobrepostos Distância horizontal ao longo de falhas Fig. 8.40 Ilustração da variação de deslocamento ao longo de duas falhas que se sobrepõem e coalescem. A parte superior mostra os dois segmentos vistos em mapa em C quatro estágios de crescimento diferentes (t1 t4). A parte inferior mostra o perfil de deslocamento nos quatro estágios Rampa dois máximos, um de cada lado da estrutura de transferência. Com o progresso da deformação e a acumulação de rejeito na falha, o perfil de re- D jeito aproxima-se do perfil de uma falha simples, com uma única região central de máximo (Fig. 8.40; t4). Entretanto, a conexão ainda é caracterizada por Rampa uma zona de dano larga e por um degrau no traço horizontal de falha. Se o mapeamento for baseado em afloramentos pouco elucidativos ou em dados sísmicos (que sempre têm um problema de reso- lução), uma mudança súbita na atitude pode ser E a única indicação de uma rampa rompida. Esses Curva de falha degraus, vistos em vários pontos da interpretação sísmica da Fig. 8.42, são muito importantes, porque Rampa rompida podem indicar a localização de rampas de transfe- rência rompidas e intactas. As curvaturas em falhas vistas em mapas são bastante comuns em várias escalas. A Fig. 8.39 mos- Fig. 8.39 Desenvolvimento de sistemas de falhas curvas em tra o desenvolvimento de uma falha não plana na areia inconsolidada. Duas fraturas isoladas (A) se sobrepõem areia. A geometria final da falha é o resultado da (B, C) para formar uma rampa de transferência que interação entre segmentos individuais de falha, por posteriormente se rompe (D, E). As falhas foram produzidas meio da criação e ruptura de rampas de transferên- por derramamento de água em uma praia de areia do lago cia. padrão curvo de falhas visto em mapa é si- Colorado (EUA). A largura da imagem é de aproximadamente milar àquele apresentado por falhas muito maiores, 50 cm a 60 cm234 Geologia Estrutural Fig. 8.41 Rampa de transferência entre dois Extremidade segmentos sobrepostos de falhas, Parque Nacional Falha Falha Arches, Utah (EUA). Há uma Rampa de transferência maior densidade de bandas de deformação no interior da rampa, em comparação com locais mais afastados Extremidade Boxe 8.4 RAMPAS DE TRANSFERÊNCIA EM RESERVATÓRIOS DE PETRÓLEO As rampas de transferência podem ser estruturas importantes em reservatórios de petróleo. No contexto da exploração, as rampas podem causar comunicação (migração de petróleo) ao longo de uma falha que nos outros locais está selada. Na fase de produção, as rampas de transferência podem representar canais para água, petróleo ou gás e causar a conexão de pressão entre blocos que estariam isolados. As rampas de transferência podem conter muitas estruturas subsísmicas, dependendo de seu estágio de maturação. Elas são, em geral, associadas a zonas de dano e podem causar problemas em poços. Tanto as rampas rompidas como as intactas podem ser facilmente reconhecidas por curvaturas súbitas no traço de falha. As inflexões po- dem representar um efeito de suavização no momento da interpretação de uma rampa rompida ou de uma Falha Rampa rampa intacta próxima ou abaixo da resolução sísmica. Rampas de transferência intactas ou com ruptura inci- Contato Falha piente podem apresentar um deslocamento mínimo arenito- -folhelho na área da rampa, detectável por dados sísmicos. como as falhas do norte do Mar do Norte (Fig. 8.43) cia e as zonas de sobreposição são formadas e des- e a falha Wasatch, Utah (EUA) (Fig. 8.44); portanto, truídas continuamente durante o crescimento de é provável que essas grandes falhas tenham se for- uma população de falhas. mado pela conexão de falhas, como representado na Fig. 8.39. Assumindo que essa analogia seja vá- O CRESCIMENTO DE FALHAS POR CONEXÃO ENVOLVE A lida, podemos interpretar a história de deformação FORMAÇÃO E A DESTRUIÇÃO DE ESTRUTURAS DE TRANS- a partir da geometria de um sistema inativo de FERÊNCIA, DESVIOS EM RELAÇÃO À DISTRIBUIÇÃO falhas. TICA IDEAL DE REJEITOS, GERAÇÃO DE ESPESSAS ZONAS As rampas aparecem em todas as escalas e em DE DANO E CURVATURAS NAS FALHAS NOS LOCAIS DE todos os estágios de desenvolvimento das falhas. É CONEXÃO. importante perceber que as rampas de transferên-8 FALHAS 235 Brage 20 km Oseberg Great Segmento de Main Salt Weber Lake Tune i uma das or da com Salt Lake City Segmento Salt Lake City Segmento Provo Fig. 8.42 População de falhas normais no flanco leste do Lago ue Utah ais graben Viking, norte do Mar do Norte, ilustrado na base do nível Cretáceo (cores quentes indicam níveis mais rasos). A de população apresenta vários graus de conexão entre as falhas mo cm 20 km po- Brent Fig. 8.44 Zona de falha Wasatch, próxima a Salt Lake City, nto Utah (EUA), indicada pela linha branca tracejada. Note a ma forma curva da falha, que indica uma história de conexão ica. Graben Viking entre segmentos. Modelos experimentais de extensão de blocos de gesso indicam como essas zonas de falhas se Oseberg no formam 25 km tremidades de falhas normais no plano vertical, ou seja, paralelo ao vetor de deslocamento. A conexão Fig. 8.43 Sistemas de falhas curvas (linha branca tracejada) de falhas é mais comumente observada e descrita e des- no norte da bacia do Mar do Norte (base do nível na visão em mapa. Seções verticais profundas são to de Note as similaridades com as Figs. 8.39 e 8.44 menos comuns do que longas exposições horizon- tais, e a continuidade de bons refletores sísmicos 8.6.2 Conexão de falhas na direção de na direção horizontal faz com que seja mais fácil LVE A rejeito delinear as rampas de transferência em mapa do RANS- As falhas crescem tanto na direção normal como que em seção vertical. É necessário um bom con- na direção paralela à direção de rejeito e, por- junto de refletores para identificar e mapear zonas tanto, interferem nas direções vertical e horizontal verticais de sobreposição em seções sísmicas. Há, IS DE (Fig. 8.45). Na seção anterior, discutimos a intera- portanto, uma alta probabilidade de que as zonas ção horizontal da extremidade de falhas normais. de transferência verticais sejam subestimadas nas Agora vamos abordar a interferência entre as ex- interpretações sísmicas.236 Geologia Estrutural Linha de extremidade interior dessas zonas. Entretanto, é mais comum a Superfície rotação das camadas dentro da zona de ção (Fig. 8.46C). As zonas de sobreposição extensionais (Fig. 8.46 D, E) são zonas em que o arranjo das falhas e o sen- tido do rejeito causam o estiramento no interior da zona de sobreposição. Camadas menos competen- tes, como folhelhos ou argilas, são rotacionadas nas zonas de sobreposição. Se a zona de sobreposição for estreita, essas camadas menos competentes po- dem espalhar-se na zona de falha (Figs. 8.31 e 8.47). As observações de campo mostram que esse é um mecanismo comum de espalhamentos de argila em sequências sedimentares, que, em geral, são peque- nos demais para serem detectados com base em Fig. 8.45 As falhas interferem umas nas outras tanto na dados sísmicos. Essas estruturas podem fazer com direção horizontal como na vertical, enquanto crescem. Em que as falhas se tornem selantes para o fluxo de ambos os casos, o rejeito é transferido de uma falha para fluidos, o que pode ter implicações importantes em outra e as camadas entre as zonas de sobreposição de extremidades tendem a dobrar-se, formando rampas ou reservatórios de petróleo e de água subterrânea. dobras de arrasto Fonte: modificado de Rykkelid e Fossen (1992). 8.6.3 O papel dos tipos litológicos A estratificação mecânica é um fator importante As falhas iniciam-se a partir de uma certa quan- quando as falhas se desenvolvem em rochas aca- tidade de deformação, que depende das proprieda- madadas. momento de formação de falhas nas des mecânicas da rocha (módulo de Young etc.). diferentes camadas é um aspecto, e o modo como Quando as camadas de rochas mais competentes as falhas se formam (fraturas ordinárias versus zo- começam a fraturar-se, as rochas menos competen- nas de bandas de deformação) é outro. A estratifica- tes continuam a acumular deformação elástica e ção mecânica indica que a rocha é formada por ca- deformação dúctil. Quando essas fraturas se desen- madas que têm respostas mecânicas distintas aos volvem e formam falhas, elas irão interferir umas esforços, ou seja, que têm diferentes resistências e nas outras e conectar-se. Em muitos casos, os areni- módulos de Young (E). Em termos simples, cama- tos tornam-se falhados antes dos folhelhos. pro- das de argila ou folhelhos podem acomodar uma cesso é similar ao que é visto em mapa, exceto pela quantidade considerável de deformação dúctil, en- diferença no ângulo entre o vetor de deslocamento quanto calcários e arenitos cimentados se fraturam e o acamamento. Não observamos rampas como as sob quantidades menores de deformação. Em fun- da Fig. 8.41, mas sim rotação de camadas (Fig. 8.46). ção disso, em uma sequência acamadada, as fra- A rotação depende da geometria da falha e da inter- turas ou as bandas de deformação iniciam-se em ferência entre as falhas. algumas camadas, enquanto as camadas adjacen- As zonas de sobreposição contracionais (Fig. 8.46 tes são pouco ou não são afetadas por estruturas A-C) são zonas de sobreposição com encurtamento rúpteis (Fig. 8.48). na direção de deslocamento. Em princípio, a redu- Quando uma banda de deformação ou uma fra- ção de volume pode acomodar a deformação no tura cresce em um meio homogêneo, há uma pro-8 FALHAS 237 Restrição Liberação Espessura constante Espessura constante Falha A D de camada de camada (6 m de deslocamento) Perfil 1 Perfil 2 Perda de volume, Perfil espessura variável Espessura variável B E de camada de camada AV 30 Perfil 1 Perfil 2 Perfil 3 Extremidades C Perfil 4 curvas de falha 20 10 de 0 Falha 2 4 6 8 Fig. 8.46 Diferentes tipos de zonas de sobreposição verticais Metros a partir da falha (acamamento horizontal). (A) Tipo contracional, onde uma camada de espessura constante indica forte arrasto reverso; Fig. 8.48 Distribuição de bandas de deformação na lapa em (B) tipo contracional compensado pela dilatação local; (C) uma falha com 6 m de rejeito. A frequência é zona contracional, onde as extremidades das falhas se consideravelmente maior no arenito altamente poroso (perfil curvam uma em direção à outra. Zonas extensionais com 1) do que nas camadas de rochas de granulação mais fina espessuras de camadas constantes (D) e variáveis (E), (perfis 2 e 3) e na camada de arenito fino (perfil 4). Deserto de indicando arrasto normal San Rafael, Utah (EUA) Fonte: baseado em Rykkelid e Fossen (2002). limites da camada (Fig. 8.49B), ela é denominada fratura verticalmente restrita e expande-se apenas na direção horizontal. Isso significa que a fratura se torna cada vez mais longa, enquanto sua dimensão S vertical permanece constante, ou seja, sua excentri- cidade aumenta. De fato, sua forma tende a tornar- -se mais retangular que elíptica. a No momento em que uma fratura é restrita, sua área aumenta apenas por crescimento paralelo ao acamamento, e a razão entre o rejeito e o compri- mento (D-L; displacement/length) torna-se menor em Fig. 8.47 Sobreposição de falhas com espalhamento de comparação com o período de crescimento anterior 1 folhelho na zona de sobreposição. Moab, Utah (EUA) à restrição. Em termos simples, isso ocorre porque o rejeito aumenta juntamente com a área da fratura, S porcionalidade entre rejeito máximo, comprimento e como a área da fratura aumenta apenas segundo e altura. Isso é ilustrado na Fig. 8.49A, onde a fratura seu comprimento, o comprimento deve aumentar (ou banda de deformação) atinge os limites superior a uma taxa mais rápida em comparação com o )- e inferior da camada. Quando a fratura atinge os rejeito.238 Geologia Estrutural Fig. Crescimento de A y=1 máx y=0,1 uma falha em uma sequência y=0,01 acamadada, com perfil de Folhelho D rejeito e evolução Arenito H1 L rejeito-comprimento Crescimento mostrados à direita (eixos radial logarítmicos). A falha é nucleada na camada de B arenito (A) com um perfil de D H2 rejeito normal e expande-se Crescimento horizontalmente quando L2 horizontal L2 atinge os limites inferior e C Dmáx superior (B). Desenvolve-se, D então, um perfil de rejeito relativamente longo, em Crescimento forma de Em algum L3 radial ponto, a falha rompe a renovado L3=L2 interface com as camadas D vizinhas (C) e volta a crescer Dmax na direção vertical. perfil de rejeito retoma sua forma H4 normal. Essa influência Distância horizontal litológica no crescimento das ao longo da falha falhas causa dispersão de L4 dados em diagramas D-L se a fratura continuar acumu- em diagramas como o da Fig. 8.50. Linhas retas lando rejeito, ela irá romper a interface que a limita em diagramas logarítmicos indicam uma relação e expandir-se para o interior das camadas sobre ou exponencial ou de lei de potência entre D e L, que subjacentes (Fig. 8.49C). A relação D-L irá retornar à pode ser expressa por: sua tendência original (Fig. 8.49D). o mesmo desen- (8.1) volvimento é observado em bandas de deformação que afetam sequências de arenito e folhelho. Em Falhas ou outras descontinuidades que crescem um ponto crítico, os grupos de bandas de deforma- mantendo a proporção entre D e L, ou seja, Dmax = ção no arenito são cortados por uma superfície de definem linhas retas diagonais no diagrama lo- deslizamento (falha), que se estende para a camada garítmico, com inclinação igual a Os da- de folhelho sobre ou subjacente. dos de campo tendem a situar-se sobre linhas dia- gonais, apesar de haver uma considerável disper- 8.6.4 Relações D-L durante o crescimento são (Fig. 8.50). Algumas estruturas, incluindo jun- de falhas tas, veios, diques de rochas ígneas, bandas de de- rejeito máximo (Dmax) ao longo de uma fa- formação cataclástica e bandas de compactação, lha é uma função da excentricidade da falha apresentam inclinações menores (n 0,5). Isso (elipticidade: comprimento/altura ou razão L/H, pode estar relacionado com a sua sensibilidade em length/heigth) e da resistência da rocha ao esforço relação à estratificação mecânica, como discutido (Fig. 7.20). Em geral, L é comparado com Dmax na seção anterior. A estratificação mecânica ocorre8 FALHAS 239 106 conteúdo de minerais argilosos secundários (gouge 105 de falha). Em rochas muito porosas, as falhas tendem a 104 Falhas representar barreiras ao fluxo de fluidos. Em um re- servatório de petróleo, é importante perceber esse 102 efeito ao longo do tempo geológico e durante a pro- 10 dução. Algumas falhas são selantes ao longo do 1 tempo geológico (milhões de anos) e podem reter 10-1 consideráveis quantidades de óleo e gás. Falhas que Bandas de 10-2 não são selantes ao longo do tempo geológico po- deformação dem desviar o fluxo de fluidos durante a produ- 10-3 ção de petróleo e gás (ao longo de dias ou anos). 10-4 10-3 10-2 10-1 1 10 102 104 105 106 107 A capacidade das falhas de afetar o fluxo de flui- L (m) dos é, em geral, denominada transmissibilidade ou Fig. 8.50 Diagrama rejeito-comprimento de falhas e bandas transmissividade. A transmissibilidade de falhas é de deformação cataclástica, com dados de falhas de várias influenciada pela natureza da zona de dano, mas localidades e contextos. As bandas de deformação têm um é controlada principalmente pela espessura e pelas claro desvio em relação à tendência geral, pois seu propriedades do núcleo da falha. comprimento é mais longo do que o previsto pelo seu rejeito Fonte: modificado de Schultz e Fossen (2002). As FALHAS TENDEM A AUMENTAR A POROSIDADE EM RO- em diferentes escalas, desde camadas de espessura CHAS NÃO POROSAS E A DIMINUIR A POROSIDADE EM RO- métrica até a espessura de toda a crosta rúptil. Por- CHAS POROSAS. tanto, é provável que seu efeito se repita em dife- rentes escalas, causando parte da dispersão vista na Fig. 8.50. Outra razão para a dispersão é o cresci- 8.7.1 Justaposição mento de falhas por conexão, como discutido ante- Os contatos litológicos ao longo de uma falha são riormente. A relação entre D e L pode ser relevante essenciais quanto aos seus efeitos sobre o fluxo de em vários casos, como quando o rejeito for conhe- fluidos em um reservatório poroso (Fig. 8.51). Onde cido com base em perfurações ou dados sísmicos e o arenito está completamente justaposto a um fo- se pretenda estimar o comprimento total da falha. lhelho, a falha é selante, independentemente das Entretanto, a dispersão dos dados faz com que es- propriedades da falha em si. Esse tipo de selante é sas estimativas sejam imprecisas. denominado selante de justaposição (1 na Fig. 8.51). Entretanto, onde arenito está justaposto a arenito, 8.7 Propriedades selantes e de sem argila ou folhelho espalhado entre os blocos comunicação das falhas de arenito, a transmissibilidade da falha é apenas As falhas podem afetar o fluxo de fluidos de dife- controlada pelas propriedades físicas do núcleo da rentes modos. As falhas em rochas não porosas ou falha e da zona de dano. Essas propriedades, por pouco porosas representam, em geral, canais para sua vez, são controladas pela quantidade de mate- os fluidos. Em particular, as fraturas das zonas de rial de granulação fina espalhado ao longo da falha, dano são um bom alvo para perfurações para água da espessura do núcleo da falha, dos mecanismos subterrânea em rochas desse tipo. núcleo da fa- de deformação no núcleo, nas bandas de deforma- lha é, em geral, menos permeável, em razão do seu ção e em outras estruturas ao redor do núcleo da240 Geologia Estrutural falha. A justaposição arenito-arenito ocorre se o re- por quartzo ocorreu muito depois do jeito for menor que a espessura da camada de are- quando as rochas sedimentares foram soterradas nito. Nesse caso, qualquer selante resultante da de- na subsidência pós-rifte. quartzo e outros mine- formação rúptil ou da cimentação e dissolução ao rais depositam-se preferencialmente em falhas, de- longo de planos de falhas é denominado selante de vido às superfícies de reação que se formam no fa- autojustaposição (2 na Fig. 8.51). Se o rejeito da fa- lhamento em razão do fraturamento e da moagem lha for maior que a espessura da camada de arenito, dos grãos. Além disso, se houver percolação de flui- duas camadas distintas de arenito podem justapor- dos através das falhas, pode ocorrer um aporte de -se. Se elas forem estratigraficamente separadas por soluções ricas em sílica. A cimentação por calcita um folhelho, este pode ser espalhado e formar uma em falhas é também bastante comum, mas tende a membrana, produzindo, dessa forma, um selante formar estruturas menos contínuas. por espalhamento de folhelho (3 na Fig. 8.51). 8.7.4 Espalhamento de argilas e folhelhos 8.7.2 Catáclase A granulação muito fina confere às argilas e folhe- A catáclase no núcleo da falha reduz a granulome- lhos pouca porosidade e permeabilidade, o que difi- tria e, portanto, a porosidade e a permeabilidade. A culta ou impede a percolação de fluidos através des- catáclase é favorecida em profundidades mais pro- sas rochas. Os argilominerais podem ser minerais fundas (> 1 km), com baixo conteúdo de filossili- secundários ao longo de falhas em praticamente catos, grãos bem selecionados e baixa pressão de qualquer tipo de rocha, mas na maioria das rochas fluidos nos poros. Ela pode criar um cataclasito ou sedimentares a fonte primária é a própria sequên- ultracataclasito denso, capaz de bloquear o fluxo cia sedimentar. As camadas de folhelho ou argila de fluidos através da falha, mesmo que haja um são incorporadas no núcleo da falha durante os mo- arenito de alta permeabilidade em ambos os lados vimentos (Fig. 8.51) e espalhadas na forma de uma da falha. A catáclase também ocorre nas bandas de membrana mais ou menos contínua. Esse processo deformação na zona de dano; quanto mais bandas é denominado espalhamento. de deformação, maior será o seu efeito na transmis- As observações de campo e os dados experimen- sibilidade de falhas na etapa de produção. efeito tais indicam que a argila e o folhelho tendem a selante das bandas de deformação cataclástica na espalhar-se durante o falhamento, formando uma zona de dano é provavelmente desprezível na mai- membrana no núcleo de falha e separando a capa e oria dos casos. a lapa. A Fig. 8.52 mostra um exemplo em que uma membrana de espessura centimétrica sela arenitos 8.7.3 Efeitos diagenéticos altamente porosos, que poderiam ser um reserva- As alterações diagenéticas que ocorrem durante ou tório em potencial. Se uma membrana desse tipo depois dos processos de falhamento podem alte- representar uma barreira física para o fluxo de flui- rar as propriedades mecânicas e petrofísicas das dos, ela é denominada selante, e a falha onde ela se rochas. A alteração mais importante é, provavel- forma é, então, uma falha selante. Uma membrana mente, aquela causada pela dissolução e precipita- deve ser contínua sobre uma certa área crítica da ção de quartzo, que pode transformar a rocha, fa- falha para poder selá-la efetivamente. Quanto mais lhada em um "quartzito" não permeável. A disso- argila ou folhelho forem afetados pelo falhamento lução e cimentação de quartzo é um problema a de sequências sedimentares, maior será a chance temperaturas acima de cerca de 90°C (3 km). Em di- de ocorrer espalhamento e selamento. Um meca- versas bacias, como no Mar do Norte, a cimentação nismo comum é o espalhamento de argila ou fo-8 FALHAS 24I :0, 1 1 Selamento por as justaposição e- 2 Selamento por Justaposição arenito-arenito Arenito autojustaposição e- 3 3 Selamento por a- 2 espalhamento de folhelho m 3 Arenito le ta 3 a Espalhamento Arenito Fig. 8.51 Croqui principal mostrando diferentes relações de contato ao longo de uma falha. As camadas amareladas são arenitos-reservatório, e as esverdeadas, folhelhos e- impermeáveis. Três tipos principais de selamentos são fi- mostrados. Note que, para que a falha seja selante, a S- membrana deve ser contínua também na terceira is ao longo de todo o contato arenito-arenito te as n- lhelho entre dois segmentos de falha verticalmente 2 m la sobrepostos (Fig. 8.47). Um mecanismo menos co- o- mum é a injeção, onde pressões elevadas em cama- Fig. 8.52 Falha menor em camadas de folhelho e arenito das de argila podem causar a injeção de argila no fluvial da Formação Castlegate Salina, Utah núcleo da falha. Um terceiro mecanismo possível é (EUA). Uma membrana de espessura centimétrica de um a abrasão de argila, na qual ela é tectonicamente material rico em argila, oriundo dos folhelhos da capa, sela a n- erodida das camadas argilosas ao longo da falha e maior parte da Note que a parte superior da falha não incorporada ao núcleo desta. apresenta a membrana de folhelho, provavelmente pela a ausência de camadas de folhelho naquele nível e ESPALHAMENTO DE ARGILAS OU FOLHELHOS AO LONGO Podemos quantificar o potencial de espalha- DE UMA FALHA PODE RESULTAR NO SELAMENTO DAS FA- mento de argila nas falhas. No caso mais simples, LHAS EM UM RESERVARTÓRIO DE FLUIDOS. onde há uma única camada de argila ou folhelho a- e uma única falha (Fig. 8.53A), o fator de espalha- A probabilidade de haver selamento aumenta mento de folhelho (SSF, shale smear factor) é dado com a disponibilidade de argila, ou seja, com o nú- pela razão entre o rejeito vertical aparente da falha se mero de camadas argilosas e sua espessura acumu- (throw, T) e a espessura da camada de folhelho ou lada; a probabilidade de selamento decresce com argila (Az): la o aumento do rejeito da falha. Quanto maior for T is o rejeito da falha, maior será a probabilidade de o (8.2) to selante tornar-se descontínuo e perder seu efeito. Isso indica a probabilidade local de espalha- ce Se a descontinuidade do selante for pequena e lo- mento, que varia ao longo da falha em função de a- calizada. ele ainda pode ser eficiente na redução do variações no rejeito e na espessura das camadas. o- fluxo de fluidos através das falhas. Em falhas com rejeitos de dezenas de metros ou242 Geologia Estrutural mais, um SSF 4 é considerado um indicativo de carvão misturado com argila também pode ser espalhamento contínuo e, portanto, do selamento espalhado em planos de falha. Entretanto, ele tem da falha; em falhas menores, isso é menos previsí- comportamento rúptil quando puro. Até mesmo vel. Obviamente, há outros fatores que influenciam a areia pode ser espalhada em planos de falha, a capacidade selante de uma falha. Estimativas quando pouco consolidada. espalhamento de desse tipo devem ser usadas com cuidado. areia em baixa profundidade pode promover a Em casos nos quais há mais de uma fonte de comunicação entre as camadas através do plano argila ou de folhelho, sua contribuição combinada de falha, mas é um fenômeno mais raro que o deve ser considerada. Isso pode ser feito em qual- espalhamento de argila. quer local da falha pela soma das espessuras das camadas de folhelho naquele local e pelo cálculo da FATOR DE ESPALHAMENTO DE FOLHELHO E ALGORITMOS porcentagem de argila ou de folhelho no intervalo SIMILARES AUXILIAM NAS ESTIMATIVAS DO POTENCIAL do rejeito. Ao dividirmos esse valor pelo rejeito ver- SELANTE DE UMA FALHA, MAS NÃO CONSIDERAM TODA tical (T), obtemos a razão folhelho/gouge (SGR, shale A COMPLEXIDADE E AS VARIAÇÕES NATURAIS EXISTENTES gouge ratio): EM UMA ZONA DE FALHA. SGR = 100% (8.3) T 8.7.5 Justaposição e diagramas triangulares De modo alternativo, se os argilominerais estive- Os tipos litológicos e os rejeitos são importantes fa- rem disseminados na sequência sedimentar, pode- tores na estimativa do potencial selante das falhas. mos usar a soma das frações em volume de argila Como esses dois parâmetros variam ao longo das de todas as unidades no intervalo, em vez da soma falhas, diferentes partes de uma falha podem ter di- das espessuras das camadas de folhelho. Há uma ferentes propriedades ou potenciais selantes. Con- grande possibilidade de haver selamento da falha siderando um reservatório com arenitos porosos com valores de SGR > 20%, sendo que essa proba- intercalados com folhelhos impermeáveis, pode bilidade aumenta com o aumento da SGR. A pro- ocorrer selamento por justaposição, por espalha- babilidade depende também das propriedades me- mento de folhelho e por autojustaposição ao longo cânicas das camadas de folhelho ou argila durante da mesma falha, com variações ocorrendo tanto a deformação. Em geral, pequenas profundidades através (Fig. 8.51) como ao longo da estratigrafia. favorecem o espalhamento, enquanto em profun- A justaposição em função da estratigrafia e do didades maiores há maior probabilidade de haver rejeito pode ser representada por um diagrama tri- descontinuidade do selante. angular (Fig. 8.54). A estratigrafia local é lançada no espalhamento de argila também pode ser ava- eixo vertical e estendida de modo paralelo ao ou- liado por meio de uma estimativa do potencial de tros dois eixos, de modo que haja uma separação espalhamento de argila (CSP, clay smear potential). gradual das camadas. Esse efeito é similar ao que valor de CSP indica até que distância uma camada ocorre ao longo de uma falha, onde a separação de argila ou folhelho pode ser espalhada antes de das camadas aumenta com o aumento do rejeito. romper-se e tornar-se descontínua: No diagrama, as camadas horizontais representam as camadas da capa, enquanto as camadas inclina- (8.4) das representam a lapa. A separação das camadas onde d é a distância a partir da camada fonte de ar- e o rejeito aumentam para a direita no diagrama, gila e AZ representa a espessura individual de cada e podemos interpretar as relações de contato para camada de argila ou folhelho. qualquer valor de rejeito de falha.8 FALHAS 243 er A A m B Fator de espalhamento 1 no de folhelho (SSF) Sst, de Rejeito vertical aparente SSF = Rejeito Espessura do folhelho a vertical T = no aparente Az (T) Sst3+3 Sst, Sst, 3+2 Sst 3+1 o Rejeito vertical aparente Sst, Sst B os AL Razão folhelho/gouge (SGR) Fig. 8.54 Construção de um diagrama triangular, considerando uma falha sintética com um aumento linear de DA rejeito (A). No diagrama, as camadas do bloco deslocado para ES cima são horizontais, mas no bloco oposto elas têm um SGR = espessura do folhelho X 100% Rejeito vertical aparente mergulho. Isso é lançado no diagrama da direita (B). Como o Rejeito deslocamento aumenta desde zero na extremidade esquerda, vertical = X 100% aparente T es diferentes relações de contato litológico ocorrem em diferentes (T) partes do diagrama. As áreas de contato arenito-arenito e fa- arenito-argila podem ser facilmente identificadas (Sst = as. sandstone, arenito) as C di- 0 Razão folhelho/gouge (%) Potencial de espalhamento 0-10 on- de argila (CSP) 10-15 15-20 d, 20-30 30-40 os > 40 de (Espessura do CSP = 100 Distância Folhelho = go to 200 do tri- no Fig. 8.53 Três algoritmos para estimar a probabilidade de 300 uma falha ser selante 0 0 100 200 300 Teor de argila Rejeito vertical aparente (m) ão Fig. 8.55 Valores de SGR podem ser inseridos no diagrama ue Os tipos litológicos (camadas) no diagrama são triangular, como neste exemplo do Grupo Brent, Mar do Norte ão indicados em cores. Em uma sequência de arenitos (estratigrafia mostrada à esquerda). o valor de SGR é to. e folhelhos, diferentes cores indicam justaposições calculado para diferentes pontos do diagrama e as linhas de m do tipo arenito-arenito, arenito-folhelho e folhelho- contorno são traçadas. Altos valores de SGR significam alta Além disso, os parâmetros SGR, SSF e CSP probabilidade selante Fonte: baseado em Hoyland Kleppe (2003). as podem ser calculados para cada ponto do diagrama; o diagrama triangular pode ser colorido de modo a ra indicar a variação de um desses parâmetros, como, por exemplo, SGR (Fig. 8.55).244 Geologia Estrutural Resumo Enquanto as falhas podem parecer simples quando indicadas por linhas em mapas geológicos e em seções sísmicas interpretadas, uma observação mais detalhada revela que elas são estruturas compostas e complexas. Apesar de o nosso entendimento sobre as falhas e estruturas relacionadas ter aumentado consideravelmente ao longo das últimas décadas, ainda são necessárias muitas pesquisas para que possamos prever ou modelar a geometria e as propriedades das falhas com base em informações como regime tectônico, tipo litológico e profundidade de soterramento. Alguns pontos-chave e questões de revisão deste capítulo são listados a seguir: Falhas têm um núcleo central, que é uma zona de alta deformação dominada por rochas de falha e superfície(s) de deslizamento. A zona de dano é uma zona de baixa deformação em torno do núcleo da falha, produzida durante a formação e evolução da falha. A espessura da zona de dano e do núcleo da falha tende a aumentar com o aumento do rejeito, mas a relação entre a espessura dessas estruturas e o crescimento da falha é complexa. As falhas crescem a partir de pequenas fraturas até formarem estruturas que podem ser traçadas em mapas, pela acumulação de rejeitos por eventos sucessivos (terremotos). As falhas acumulam rejeitos (deslocamentos) enquanto crescem em comprimento e altura (profundidade). Idealmente, o rejeito aumenta em direção ao centro da falha. Durante seu crescimento, as falhas tendem a interagir entre si e a conectar-se. A conexão de falhas é um processo gradual que ocorre por sobreposição e ligação direta entre segmentos de falhas. As estruturas de transferência de falhas são áreas complicadas que apresentam deformação em escala de detalhe (zonas de dano). Estruturas de arrasto podem formar-se pelo falhamento de uma dobra em evolução. A geometria das dobras de arrasto pode ser usada para determinar o sentido de deslocamento da falha. espalhamento de argilas ou folhelhos ao longo das falhas pode selá-las. Uma falha selante interrompe o fluxo de fluidos entre os blocos (capa lapa). QUESTÕES DE REVISÃO 1] Qual é a diferença entre fratura de cisalhamento e falha? 2] Por que as falhas normais tendem a ser mais inclinadas do que as falhas reversas? 3] Qual é a principal diferença entre um milonito e um cataclasito? 4] Ao ser perfurado, um poço vertical corta duas vezes a mesma seção estratigráfica (seção repetida). Que tipo de falha podemos inferir nesse caso e por que não podemos explicar essa situação por meio de um dobramento? 5] Por que a zona de dano cresce durante o falhamento? 6] Uma zona de dano seria visível em um conjunto de dados sísmicos 3-D de boa qualidade? 7] Como os dados de dipmeter podem ajudar a identificar falhas? 8] selamento é um fator positivo ou negativo em termos de exploração e produção de petróleo? E-módulo módulo de e-learning denominado Faults é recomendado para este capítulo.8 FALHAS 245 Leituras complementares smicas Petróleo ar de o AYDIN, A. Fractures, faults, and hydrocarbon entrapment, migration, and flow. Marine and Petroleum Geology, iltimas V. 17, p. 797-814, 2000. edades Alguns CERVENY, K.; DAVIES, R.; DUDLEY, G.; KAUFMAN, P.; KNIPE, R. J.; KRANTZ, B. Reducing uncertainty with fault-seal analysis. Oilfield Review, V. 16, p. 38-51, 2004. fície(s) YIELDING, G.; WALSH, J.; WATTERSON, J. The prediction of small-scale faulting in reservoirs. First Break, V. 10, p. 449-460, 1992. e Taxas de rejeito e de crescimento relação BARNETT, J. A. M.; MORTIMER, J.; RIPPON, J. H.; WALSH, J. J.; WATTERSON, J. Displacement geometry in the volume containing a single normal fault. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, V. 71, p. 925-937, 1987. mapas, FERILL, D. A.; MORRIS, A. P. Displacement gradient and deformation in normal fault systems. Journal of Structural Geology, V. 23, p. 619-638, 2001. HULL, J. Thickness-displacement relationships for deformation zones. Journal of Structural Geology, V. 4, p. 431-435, 1988. tos de MOREWOOD, N. C.; ROBERTS, G. P. 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