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Zonas de cisalhamento e milonitos A deformação, em especial a por cisalhamento, tende a localizar-se em zonas ou bandas. Já discutimos alguns tipos de estruturas de deformação localizada, como fraturas de cisalhamento e falhas que se formam no regime rúptil. Essa deformação localizada também ocorre no regime plástico, no qual as foliações e os marcadores cisalhados tendem a ser contínuos através de uma faixa ou zona. As zonas de cisa- lhamento clássicas representam um importante membro extremo de um espectro de possibilidades, em que tanto os mecanismos de deformação em microescala como a ductilidade variam. As zonas de cisalhamento podem ter até vários quilôme- tros de espessura, bem como ocorrer em escala de amostra de mão. Neste capítulo, vamos abordar a organização interna das zonas de cisalhamento e seu padrão de deformação, partindo das definições, passando pelas zonas de cisalhamento ideais, até chegar aos tipos mais complexos de zonas de alta deformação. A parte final é voltada às estruturas cinemáticas, que são aquelas que podem revelar o sentido de movimento em uma zona de cisalhamento e o crescimento dessas zonas.364 Geologia Estrutural 15.1 que é uma zona de cisalhamento? panhados de modo contínuo através da zona. Entre- As falhas e as zonas de cisalhamento são estruturas tanto, há diferenças relevantes entre as falhas e as próximas entre si. A Fig. 15.1 ilustra a concepção zonas de cisalhamento dúctil clássicas em termos geral de zonas de cisalhamento como partes pro- de distribuição de rejeitos, anatomia e mecanismos fundas de falhas. Tanto as zonas de cisalhamento de deformação. Inicialmente, qualquer zona de ci- como as falhas são estruturas de deformação loca- salhamento tem espessura significativa em relação lizada, ambas envolvem deslocamento paralelo às ao rejeito. Desse modo, um cataclasito com milíme- paredes e ambas tendem a crescer em espessura tros de espessura associado com um único plano e comprimento em função do acúmulo de desloca- friccional com rejeito de alguns metros é delgado mento. Uma definição simples e bastante geral de demais para ser considerado uma zona de cisalha- zona de cisalhamento é a seguinte: mento. Falhas bem desenvolvidas tendem a apre- sentar uma anatomia dividida em um núcleo de UMA ZONA DE CISALHAMENTO É UMA ZONA TABULAR alta deformação e uma zona de dano de baixa de- ONDE A DEFORMAÇÃO É NOTAVELMENTE MAIOR QUE A formação (Fig. 8.10). Podemos observar na Fig. 15.3 DEFORMAÇÃO NAS ROCHAS AO SEU REDOR. que, para um dado rejeito, o núcleo de uma falha tende a ser mais delgado que o de uma zona de ci- Alguns pesquisadores adicionariam a essa defi- salhamento. Porém, a espessura combinada do nú- nição a informação de que uma zona de cisalha- cleo e da zona de dano de uma falha corresponde mento contém pelo menos um componente de ci- aproximadamente à espessura de uma zona de ci- salhamento simples, mas se quisermos uma ter- salhamento de mesmo rejeito. Outra diferença en- minologia que seja consistente com a de fraturas, tre falhas e zonas de cisalhamento dúctil está na estilolitos e bandas de deformação (Fig. 7.37), uma distribuição da deformação, pois as variações são zona de esforço coaxial localizado também pode- mais graduais nas zonas de cisalhamento dúctil. ria ser vista como uma zona de cisalhamento. Isso Além disso, essas zonas podem envolver mecanis- abre uma classificação de zonas de cisalhamento mos de deformação plástica e rúptil, ao passo que de acordo com o tipo de deformação, como as zonas as falhas são totalmente dominadas por mecanis- de cisalhamento puro, as zonas de cisalhamento mos rúpteis. subsimples e as zonas de cisalhamento simples. Em suma, as falhas são zonas de cisalhamento Uma zona de cisalhamento é limitada por duas não dúctil, que formam uma subclasse de zonas margens ou paredes de zonas de cisalhamento, que de cisalhamento com características próprias. Ou- separam a zona de cisalhamento dos blocos adja- tras subclasses dessas zonas podem ser definidas centes (Fig. 15.2). Isso permite que apliquemos a com base na cinemática, mecanismos de deforma- terminologia capa-lapa usada no Cap. 8. Assim que ção em microescala (plástica ou rúptil), grau meta- as margens de uma zona de cisalhamento são defi- mórfico, significado tectônico etc. Dependendo do nidas, podemos medir sua espessura e, em alguns regime tectônico, as zonas de cisalhamento podem casos, seu rejeito. rejeito pode ser medido dire- apresentar cisalhamento normal, reverso, transcor- tamente se houver disponível um marcador ade- rente ou oblíquo, assim como as falhas. As zonas quado, e pode ser estimado com base nas estrutu- de cisalhamento extensionais e contracionais ten- ras internas, como veremos a seguir. dem a apresentar baixo ângulo de mergulho Essa definição de zona de cisalhamento é ampla ao passo que as transcorrentes têm alto ângulo de e abrange as falhas e as clássicas zonas de cisalha- mergulho. As zonas de cisalhamento ocorrem prati- mento dúctil, onde os marcadores podem ser acom- camente em qualquer escala, em regime tectônicoI5 ZONAS DE CISALHAMENTO E MILONITOS 365 Fig. 15.1 Modelo simplificado da conexão entre ao as falhas, que normalmente cisalhamento se formam na crosta superior, e as zonas de cisalhamento dúctil. A transição é gradual Rochas não de falha Rochas coesas e denominada transição Sua 10-15 km coesas Rochas de falha profundidade depende do gradiente térmico e da composição mineralógica da xisto verde crosta. Em rochas graníticas, essa profundidade Fácies normalmente é de 10 a 15 km anfibolito miloniticas 40 Fácies km granulito/eclogito e profundidade, ainda que sejam mais comuns no VARIAÇÃO 2-D, DESDE ZONAS DE COMPACTAÇÃO, PAS- SANDO POR ZONAS DE CISALHAMENTO SIMPLES, ATÉ zo- regime plástico. NAS DE 15.1.1 Classificação cinemática As zonas de cisalhamento plástico podem apre- Assim como as falhas e as fraturas, as zonas de cisa- sentar desvios significativos em relação ao cisalha- lhamento podem ser classificadas com base no mo- mento simples. Entretanto, na perspectiva da defor- vimento relativo entre os blocos, ou seja, com base mação, uma zona de cisalhamento ideal apresenta na cinemática (Fig. 15.4). Apesar de muitas zonas de cisalhamento simples com ou sem compactação ou cisalhamento serem dominadas por cisalhamento dilatação adicionais. Vamos discutir essas zonas de simples, podem ocorrer também processos de di- cisalhamento ideais antes de abordar as mais com- latação, compactação e/ou cisalhamento puro. As plexas. Mas, antes disso, discutiremos uma outra zonas de cisalhamento em areias e arenitos apre- forma de classificar zonas de cisalhamento: em ter- sentam uma faixa de variação que vai de zonas de mos de deformação rúptil, plástica e dúctil, que são compactação (bandas de compactação), passando termos algo ambíguos. por zonas de cisalhamento simples (bandas de cisa- lhamento simples), até atingir as zonas de dilatação 15.1.2 Zonas de cisalhamento rúptil versus (bandas de dilatação). cisalhamento puro tam- zonas de cisalhamento plástico bém é possível em núcleos de falhas, onde argila e Nossa definição geral de zona de cisalhamento no areia são extrudidas ou injetadas mais livremente. início deste capítulo não faz restrição aos mecanis- mos de deformação em microescala. Assim, uma APESAR DE A MAIORIA DAS FALHAS SER DOMINADA POR zona de cisalhamento pode conter alguns elemen- CISALHAMENTO SIMPLES, HÁ UM ESPECTRO COMPLETO DE tos (grãos minerais, lentes, camadas) que se defor-366 Geologia Estrutural Aumento de Fig. 15.2 Zona de cisalhamento ideal deformando uma malha cisalhamento com dois planos marcadores Aumento de deformação e marcadores circulares. Note que os quadrados da Sem deformação Deslocamento malha e os marcadores do marcador planos mudam de atitude e Rocha adjacente de espessura ao longo da zona. A deformação é Rocha máxima na parte central da adjacente zona de cisalhamento Zona de cisalhamento mam de modo plástico e outros que deformam-se Zonas de cisalhamento de modo rúptil simultaneamente, ou todo o con- 100.000 Zonas de dano de falhas D=1.000T Núcleos de falhas junto pode deformar-se de modo plástico ou rúp- 10.000 D=100T D=10T til. O(s) mecanismo(s) de deformação ativo(s) de- 1.000 pende(m) da temperatura, pressão, reações meta- 100 mórficas, cimentação, taxa de deformação e quan- 10 tidade de fluidos disponíveis, além da distribuição 1 dos minerais e de suas propriedades ao longo da zona. É importante notar que os mecanismos de 0,1 deformação podem variar ao longo da vida de uma 0,001 0,01 0,1 1 10 100 1.000 10.000 zona de cisalhamento, por mudanças nas condi- Espessura da zona de deformação (T) (m) ções físicas. Fig. 15.3 Relação entre espessura da zona de cisalhamento e No regime predominantemente rúptil da crosta rejeito: em zonas de cisalhamento dúctil dominadas por superior (Fig. 15.1), os mecanismos de deformação mecanismos de deformação plástica, em zonas de dano e rúptil são dominantes e, portanto, a deformação núcleos de falhas e apenas em núcleos de falhas (dados da é caracterizada por fluxo cataclástico. Como discu- Fig. 8.12) tido no Cap. 7, o fluxo cataclástico envolve microfra- turamento, deslizamento friccional em limites de de espessura finita, é possível classificar tal zona grãos e rotação rígida de fragmentos de grãos. Em como uma zona de cisalhamento, ou como banda areia e em arenito pouco cimentado em níveis crus- de deformação por cisalhamento, se ocorrer em es- tais rasos, as zonas de cisalhamento podem desen- cala de amostra de mão. As zonas de cisalhamento volver-se por fluxo granular, que envolve reorgani- formadas predominantemente por mecanismos de zação friccional de grãos sem que estes se fraturem. deformação rúptil são denominadas zonas de cisa- Enquanto essa deformação ocorrer em uma zona lhamento rúptil ou zonas de cisalhamento fricciZONAS DE CISALHAMENTO E MILONITOS 367 Zonas de dilatação rúptil com influência de mecanismos de deforma- ção plástica. A maioria das zonas de cisalhamento plástico contém elementos rúpteis, como porfiro- Dilatação clastos fraturados de feldspato ou granada, a me- Zonas de Zonas de cisalhamento cisalhamento Zonas de cisalhamento simples dilatacional subsimples puro dilatacional nos que a temperatura seja muito dilatacional Cisalhamento subsimples 15.1.3 Zonas de cisalhamento dúctil Zonas de cisalhamento subsimples termo zona de cisalhamento dúctil é popular, mas Zonas de Zonas de cisalhamento cisalhamento simples Zonas de cisalhamento também ambíguo, pois há geólogos que usam o puro subsimples compacional termo dúctil para referir-se a mecanismos de de- Compactação formação plástica. Não é recomendável conside- Zonas de Zonas de cisalhamento cisalhamento rarmos ductilidade e plasticidade como sinônimos, simples puro compacional compacional ainda que, de fato, a maioria das zonas de cisalha- Zonas de compactação mento dúctil sejam plásticas. termo ductilidade refere-se à continuidade de elementos marcadores Fig. 15.4 Classificação cinemática de zonas de cisalhamento originalmente contínuos em uma zona de cisalha- (deformação plana). Note que o cisalhamento puro pode envolver tanto encurtamento como estiramento perpendicular mento. Uma zona de cisalhamento perfeitamente à zona de cisalhamento dúctil não contém descontinuidades internas, e as camadas marcadoras cortadas pela zona de cisalha- onal. Enquanto uma superfície individual de des- mento podem ser traçadas continuamente em es- lizamento pode ser delgada demais para ser con- cala mesoscópica (Fig. 15.2). Esse tipo de deforma- siderada uma zona de cisalhamento, falhas mais ção pode ser denominado deformação contínua. A bem desenvolvidas, com núcleos e zonas de dano, maioria das zonas de cisalhamento plástico e parte podem ser consideradas como membros extremos das zonas de cisalhamento rúptil preservam a con- do espectro de variação das zonas de cisalhamento, tinuidade dos marcadores passivos. A zona de ci- ainda que a maioria de nós prefira o termo falha salhamento mostrada na Fig. 15.5 é um exemplo ou núcleo de falha quando nos referimos a descon- de zona de cisalhamento dúctil formada por meca- tinuidades rúpteis que cortam de modo abrupto as nismos de deformação rúptil em pequena profundi- estruturas de maciços rochosos. dade. Desse modo, uma zona de cisalhamento dúc- Em níveis crustais mais profundos, no regime til pode ser formada por mecanismos de deforma- plástico, os mecanismos de deformação plástica ção rúptil ou plástica em microescala. passam a ter um maior efeito, conforme discutido no Cap. 10. Se houver predomínio de mecanismos Os MARCADORES PASSIVOS PODEM SER TRAÇADOS DE de deformação plástica, formam-se zonas de cisa- MODO CONTÍNUO ATRAVÉS DE UMA ZONA DE CISALHA- lhamento plástico. Na zona de transição rúptil-plás- MENTO PERFEITAMENTE DÚCTIL. tica, que pode abranger um amplo intervalo de pro- fundidade em rochas poliminerálicas, como grani- As observações de campo indicam que muitas tos, por exemplo, formam-se as zonas de cisalha- zonas de cisalhamento, incluindo aquelas domina- mento onde tanto os mecanismos das por deformação plástica, apresentam descon- rúpteis como os plásticos são importantes. Zona tinuidades internas abruptas na forma de superfí- de cisalhamento semirrúptil é outro termo usado cies de deslizamento, fraturas extensionais, veios nesse contexto, aplicado a zonas de cisalhamento ou estruturas de dissolução por pressão. Essas zo-368 Geologia Estrutural Resumindo o que foi discutido nas duas últi- mas as zonas de cisalhamento podem ser classificadas de acordo com sua ductilidade (con- tinuidade de marcadores) e plasticidade (propor- ção entre mecanismos de deformação plástica ver- sus rúptil). termo zona de cisalhamento rúptil pode ter dois significados (Fig. 15.6): tanto deformação friccional em microescala (sem plasticidade), que é nosso uso preferencial, como completa desconti- nuidade de estruturas (sem ductilidade). Nos dois casos, as zonas de cisalhamento rúptil situam-se Banda de no extremo inferior esquerdo do diagrama mos- cisalhamento trado na Fig. 15.6. 1 cm 100% dúctil Zonas de cisalhamento dúctil Fig. 15.5 Zona de cisalhamento delgada (banda de de desagregação) no Arenito Navajo (Arches National Park, Utah, EUA), apresentando lâminas de arenito contínuas através da zona. Essa banda de cisalhamento formou-se antes da litificação de Zona de de cisalhamento nas de cisalhamento podem ser denominadas se- semidúctil Proibido midúcteis. Descontinuidades são encontradas em muitas zonas de cisalhamento plástico, mas são Não dúctil mais típicas em zonas de cisalhamento rúptil (fric- Falhas 0% Plástico cional). (friccional) Plasticidade (Mecanismo de deformação) Muitas falhas apresentam pouca ou nenhuma ductilidade, com uma transição rápida da rocha Fig. 15.6 Classificação simples de zonas de cisalhamento praticamente não deformada para uma brecha in- baseada no mecanismo de deformação (eixo horizontal) e na ductilidade mesoscópica (continuidade de marcadores) tensamente cisalhada, um gouge de falha ou um cataclasito no núcleo de falha. Entretanto, outras falhas apresentam dobras de arrasto em seu núcleo 15.2 A zona de cisalhamento plástico ideal e, portanto, indicam uma combinação de deforma- A zona de cisalhamento ideal é limitada por duas ção contínua e descontínua. Uma dobra de propa- superfícies perfeitamente planas (retilíneas em gação de falha (fault-propagation fold) pode ser consi- seção geológica) que a separam da(s) rocha(s) ad- derada uma zona de cisalhamento dúctil (Fig. 8.30 jacente(s) não deformada(s) pela zona de cisalha- e Boxe 8.3). No momento e no local onde a falha mento (uma trama anterior pode estar presente). afeta a dobra, a estrutura é cortada por uma defor- As zonas de cisalhamento ideais são dúcteis e, mação descontínua e torna-se semidúctil. Portanto, portanto, não apresentam superfícies de desliza- a deformação em uma zona de cisalhamento pode mento e outras descontinuidades. Em uma zona variar no espaço e no tempo, de contínua a de cisalhamento plástico ideal, podemos observar uma foliação, uma lineação e evidências de varia-ZONAS DE CISALHAMENTO E MILONITOS 369 ções na deformação, as quais contêm importantes formação causará a extrusão de material ao longo informações sobre a zona. da zona e criará incompatibilidades estruturais, ou Para uma análise mais detalhada, um sistema seja, diferentes partes da zona de cisalhamento não de coordenadas pode ser colocado com seu eixo se ajustam em uma rede contínua, causando o sur- horizontal ao longo da margem da zona de cisa- gimento de sobreposições, hiatos ou outras descon- lhamento e paralelo à direção de cisalhamento tinuidades. Em um nível avançado, os testes de (Fig. 15.7). Podemos, então, simular o movimento compatibilidade são etapas necessárias na análise das paredes, mantendo a distância entre elas cons- de deformação em zonas de cisalhamento. tante. O resultado é um cisalhamento simples As zonas de cisalhamento plástico clássicas ide- perfeito (Fig. 15.8B). Se desejarmos, podemos ainda ais são encontradas em rochas aproximadamente aumentar ou diminuir a distância entre as pare- isotrópicas, particularmente em rochas magmáti- des, inserindo um componente de dilatação ou cas (Fig. 15.9). Nesses casos, uma matriz de defor- compactação. Isso implicaria variação de volume mação de cisalhamento simples (Eq. 2.16) ou de ci- (Fig. 15.8D), que pode ocorrer antes, durante ou salhamento simples e dilatação/compactação com- após o cisalhamento simples; o resultado final será, binados pode ser usada para modelar a deformação. em princípio, o mesmo. Por meio dessas matrizes, a deformação por cisa- lhamento, a forma e a orientação da elipse de cisa- As ZONAS DE CISALHAMENTO IDEAIS SÃO PERFEITA- lhamento e o deslocamento podem ser calculados MENTE DÚCTEIS E ENVOLVEM CISALHAMENTO SIMPLES em qualquer ponto da zona de cisalhamento. Va- COM OU SEM COMPONENTE ADICIONAL DE COMPACTAÇÃO mos abordar agora as estruturas presentes em uma zona de cisalhamento ideal e que informações elas OU DILATAÇÃO. nos fornecem. Qualquer deformação que se desvia do cisalha- mento simples (com ou sem um componente adi- 15.2.1 Foliação e deformação cional de compactação ou dilatação) requer a pre- Estruturas características desenvolvem-se à me- sença de descontinuidades para se formar e, por- dida que o rejeito e a deformação se acumulam em tanto, contradiz as restrições impostas a uma zona zonas de cisalhamento plástico. A orientação e a de cisalhamento ideal (Fig. 15.8C). Tal desvio na de- geometria dessas estruturas dependem do tipo da Marcador A B Nova foliação 1,0 Y A y B d Fig. 15.7 (A) Zona de cisalhamento com uma foliação geneticamente relacionada a ela. A foliação está em ângulo de aproximadamente 45° com a zona de cisalhamento ao longo de suas margens. Esse ângulo é reduzido à medida que aumenta a deformação em direção ao centro da zona. O' é o ângulo entre a zona de cisalhamento e a foliação. (B) deslocamento pode ser determinado por meio do cálculo da área sob o perfil de deformação por cisalhamento através de zona, se a deformação for do tipo cisalhamento puro370 Geologia Estrutural A Cisalhamento simples B Cisalhamento Variação de puro volume C D (compactação) Fig. 15.8 A diferença entre cisalhamento simples, cisalhamento puro e mudança de volume vertical isotrópica zona de cisalhamento e da quantidade de deforma- ção. Se uma zona de cisalhamento se desenvolve em uma rocha praticamente isotrópica, uma foli- Fig. 15.9 Zona de cisalhamento dúctil em metabasalto, onde ação pode surgir após uma pequena deformação agregados de feldspato (amígdalas) se tornam por cisalhamento. Podemos ver uma foliação tênue progressivamente mais deformados em direção ao interior da desse tipo ao longo das margens de zonas de ci- zona de cisalhamento (para baixo na imagem). A linha salhamento (Figs. 15.9 e 15.10). O ângulo entre branca indica como a foliação relacionada à zona de cisalhamento é rotacionada em direção ao paralelismo com essa foliação inicial e as margens será próximo a zona a 45° em uma zona de cisalhamento simples. Na Foto: Graham B. maioria dos casos, esse ângulo será ligeiramente menor, porque é necessária certa quantidade de deformação para que a foliação se torne visível, e durante esse primeiro incremento de deformação, a foliação será rotacionada. A foliação inicial incipiente também pode ser vista ao longo das margens com baixa de deforma- ção de uma zona de cisalhamento bem desenvol- vida; o ângulo que ela perfaz com a zona de cisa- lhamento (denominado decresce em direção à parte central mais deformada. A foliação inicia-se na perpendicular da direção de encurtamento mais rápido (ISA3); porém, como o cisalhamento simples é não coaxial, a foliação irá constantemente rotacio- nar em direção ao paralelismo com o plano de cisa- Fig. 15.10 Zona de cisalhamento no Sienito Diana, em lhamento. Em deformação de cisalhamento baixa e Harrisville, Estado de Nova EUA, com grande moderada (até 10-15), a foliação é uma foliação de aumento de deformação em direção à porção ultramilonítica central da zona. Isso é expresso pela mudança na orientação achatamento que representa a orientação do plano da foliação e por uma forte diminuição do tamanho dos grãos XY da elipse de deformação. Essa relação próxima na zona entre a orientação da foliação da zona de cisalha- Foto: Graham B. mento e a deformação pode ser muito útil quando desejamos mapear a deformação em zonas de cisa- onde indica o ângulo entre a foliação e a zona de lhamento. Em uma zona de cisalhamento simples, cisalhamento, essa relação é dada por:ZONAS DE CISALHAMENTO E MILONITOS (15.1) HÁ UMA RELAÇÃO SIMPLES ENTRE DEFORMAÇÃO POR CI- Note que essa relação é válida apenas para uma SALHAMENTO, ORIENTAÇÃO DA FOLIAÇÃO E DEFORMAÇÃO zona de cisalhamento simples, onde a foliação se EM UMA ZONA DE CISALHAMENTO IDEAL. formou durante a formação da zona de cisalha- mento em uma rocha previamente não deformada 15.2.2 Lineações e em uma seção perpendicular à foliação na direção Uma lineação de estiramento pode desenvolver-se de cisalhamento. juntamente com a foliação em zonas de cisalha- Em alguns casos, a zona de cisalhamento con- mento plástico. Idealmente, em uma zona de cisa- tém marcadores de deformação e, dessa forma, lhamento simples, a lineação indica o eixo X do pode-se estimar a razão de aspecto R = X/Z da elipsoide de deformação. A lineação de estiramento elipse de deformação. Podemos, portanto, relacio- situa-se na superfície de foliação e, portanto, define nar a orientação da foliação com a forma da elipse o mesmo ângulo com o plano de cisalhamento de deformação e com (Fig. 15.11). (Fig. 15.11). A projeção da lineação no plano de Se houver um componente de compactação (ou cisalhamento indicará a direção de cisalhamento dilatação) através de uma zona de cisalhamento (Fig. 15.12), que é também a apófise de fluxo de ci- simples, a incipiente foliação ao longo das mar- salhamento simples. gens irá perfazer um ângulo menor (ou maior) que 45° com a zona de cisalhamento. Esse ângulo 15.2.3 Deslocamento e deflexão de dependerá da quantidade de compactação, o que marcadores passivos significa que não podemos usar a Fig. 15.11 se a Há uma conexão entre o deslocamento (offset) to- zona de cisalhamento for afetada por compacta- tal e a deformação finita em uma zona de cisa- ção, mas podemos torná-la mais completa, com lhamento. No cisalhamento simples, essa conexão contornos indicativos de compactação ou dilatação pode ser demonstrada graficamente por um perfil (Fig. 15.12A). de deformação por cisalhamento através da zona. R Fig. 15.11 Curvas indicando 0 50 100 150 200 250 300 350 400 45° como o ângulo entre o eixo Cisalhamento Z X simples de máxima deformação finita 40° R=X/Z (X) e o plano de cisalhamento 35° diminui com o aumento de deformação em cisalhamento 30° simples. A curva em azul 25° representa a deformação por O' cisalhamento e a curva em vermelho, a razão de 15° aspecto R = X/Z da elipse de deformação. Note as 10° diferentes escalas para e R 5° (acima e abaixo) 0° 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 Y372 Geologia Estrutural A Cisalhamento simples / mudança de volume com o método da integral ilustrado na Fig. 90 Lembre-se de que o método da integral assume que 45 y=0,25 o plano XY é representado pela foliação e que a 70 0,2 y=0,5 zona de cisalhamento representa uma deformação 1 60 1 por cisalhamento simples. Uma discrepância signi- 50 y=1,0 0 O' ficativa entre os dois métodos indica que há um 40 y=1,5 Cisalhamento y=2,0 desvio da deformação em relação ao cisalhamento 30 simples y=2,5 simples. Isso pode ser explicado por encurtamento 20 ou dilatação adicionais através da zona, ou talvez 10 -0,3 =0,7 -0,4 -0,5 -0,6 0,8 pela influência de outros tipos de deformação. An- 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 tes de discutirmos outros tipos de deformação, va- R=X/Z mos abordar a rotação passiva de marcadores que B Cisalhamento subsimples atravessam uma zona de cisalhamento simples. 90 k=0,6 k=0,4 y=0,25 Um marcador linear inicialmente perpendicular k=0,8 0,5 80 0,75 à zona de cisalhamento é uma referência útil, pois 70 1,5 seu ângulo de rotação representa o cisalhamento 60 2,0 angular. De modo mais geral, se um marcador ori- 50 3,0 ginalmente perfaz um ângulo com uma zona de O' 40 k= 4,0 cisalhamento (Fig. 15.5A), o novo ângulo após a 5,0 30 6,0 deformação, dependerá do tipo de deformação na 20 zona. Em cisalhamento simples, a relação entre es- 10 1,5 ses ângulos e a deformação por cisalhamento é k=1,25 0 dada por: 1 2 3 4 5 10 20 30 40 50 100 (15.2) Fig. 15.12 Diagrama de (A) cisalhamento simples e Lembre-se de que cot B=1/t tg Podemos tam- compactação, e (B) cisalhamento simples e puro simultâneos bém aplicar a matriz de deformação D para encon- (ambos como deformação plana). A curva de cisalhamento trar a nova orientação dos marcadores. Em uma se- simples inicia-se em = 45°. Note que os eixos horizontais ção (análise bidimensional), o marcador pode ser são logarítmicos representado por um vetor unitário I, e sua nova orientação é dada por: comprimento da curva irá representar a espes- sura da zona e o valor da deformação por cisalha- (15.3) mento, a deformação em qualquer ponto através onde l' é o vetor que representa a nova orientação. da zona. Calculando-se a integral através da zona Em cisalhamento simples, D é a matriz simples da ou a área sob a curva cisalhamento-deformação Eq. 2.16. É fácil demonstrar que, se a nova podemos obter o valor do deslocamento total d orientação será = + (Fig. 15.7B). Em alguns casos, as zonas de cisalhamento po- = 0 1 y = + y (15.4) dem cortar marcadores como diques, veios ou aca- mamento (Fig. 15.7A). Esses marcadores indicam di- Para outros tipos de deformação que não o retamente o deslocamento através da zona de ci- cisalhamento simples, outras matrizes devem ser salhamento, e esse resultado pode ser comparado usadas.ZONAS DE CISALHAMENTO E MILONITOS 373 Uma das vantagens do uso de matrizes é que ISA1 orientado a 45° em relação ao plano de a orientação de qualquer linha (não apenas uma cisalhamento (paredes). perpendicular ao plano de cisalhamento e ao longo eixo X do elipsoide de deformação inicia-se da direção de cisalhamento) pode ser facilmente a 45° em relação às paredes e é progressiva- considerada. Em uma análise tridimensional desse mente rotacionado em direção ao paralelismo tipo, os planos são tratados por meio de seus polos. com o plano de cisalhamento, de acordo com Nesse caso, a deformação altera a orientação do ve- a equação tor p para uma nova orientação representada pelo Sabendo-se o valor de a deformação local vetor p', segundo: por cisalhamento é dada por Os marcadores passivos que perfazem um (15.5) ângulo inicial B em relação à direção de ci- salhamento passam a perfazer um ângulo Como as rotações de linhas e planos são deter- após a deformação, segundo a relação minadas pelo tipo de deformação e, portanto, pela matriz de deformação D, podemos facilmente mo- A vorticidade (w) é idêntica à taxa de deforma- delar a forma como as linhas e os planos rotacio- ção por cisalhamento: nam durante a história de deformação, em função dos incrementos de deformação. cisalhamento 15.2.5 Zonas de dilatação e compactação simples produz rotações ao longo de grandes cír- Uma zona de compactação ou de dilatação é uma culos, o que difere da rotação causada por outros de deformação que apresenta compactação tipos de deformação (Figs. 2.30 e 18.21). As estrutu- ou dilatação pura na direção perpendicular às suas ras passivas lineares e planas progressivamente de- paredes (Fig. 15.8D). Essas zonas de deformação, re- flectadas em direção ao centro da zona de cisalha- presentam membros extremos no espectro da cine- mento podem ser indicadas em um gráfico, e suas mática das zonas de cisalhamento (Fig. 15.4, à es- trajetórias de rotação fornecem informações impor- querda) e são, portanto, feições relevantes. Zonas tantes sobre o tipo de deformação. Na prática, es- espessas de compactação ou dilatação são raras, sas análises são feitas lançando-se em um gráfico a mas zonas com espessura milimétrica a decimé- orientação dos marcadores nas partes externa e in- trica ocorrem em rochas porosas e representam ti- terna das porções deformadas de zonas de cisalha- pos especiais de bandas de deformação, conhecidos mento, e comparando-as com as trajetórias numeri- como bandas de Dessas zo- camente modeladas, com base nas Eqs. 15.3 e 15.5. nas podemos destacar: Antes de prosseguirmos para os tipos mais ge- Deformação plana e coaxial com Wk = 0. rais de zonas de cisalhamento, vamos sumarizar Encurtamento ou estiramento perpendicular à alguns fatos sobre zonas de cisalhamento simples, zona. zonas de compactação e a combinação de ambas. ISA com orientação paralela e perpendicular à zona. 15.2.4 Zonas de cisalhamento simples X é paralelo à zona em seu início e permanece As características de uma zona de cisalhamento assim durante sua evolução. simples são: Os marcadores passivos que perfazem um ân- Deformação plana com Wk 1. gulo inicial com o vetor de cisalhamento pas- Ausência de encurtamento ou estiramento ao sam a perfazer um novo ângulo B' após a de- longo da zona ou na direção normal a ela. formação, de acordo com a fórmula:374 Geologia Estrutural (15.6) Os marcadores passivos que perfazem um gulo inicial B com o vetor de cisalhamento pas- onde A é a mudança de volume através da zona (ver sam a perfazer um novo ângulo após a de- seção 2.12). formação, de acordo com a equação: Vorticidade (15.8) 15.2.6 Zonas de cisalhamento com Todas essas fórmulas podem ser extraídas da dilatação/compactação matriz de deformação. As zonas de cisalhamento que combinam cisalha- mento simples e dilatação ou compactação são de- 15.3 Adição de cisalhamento puro a uma nominadas zonas de cisalhamento com compac- zona de cisalhamento simples tação ou dilatação. Essas zonas, onde o cisalha- Muitas zonas de cisalhamento apresentam desvios mento simples e a compactação/dilatação são si- a partir das zonas de cisalhamento ideais: as pare- multâneos, provavelmente são estruturas comuns des podem não ser paralelas, superfícies de desliza- e são caracterizadas por: mento ou outras descontinuidades nítidas podem Deformação plana com 0 45° em zonas de cisalha- MENTO DÚCTIL IDEAL. mento com dilatação) (Fig. 15.12A). X é inicialmente oblíquo à zona e rotaciona de Poucas zonas de cisalhamento naturais apresen- acordo com a seguinte relação: tam paredes perfeitamente planas e paralelas, em razão de heterogeneidades litológicas ou de varia- (15.7) ções nas condições internas durante a deformação. Paredes não paralelas entre si ou curvas criam des- Em cisalhamento com compactação, vios locais em relação ao padrão de fluxo do cisa- e é sempre menor que em cisalhamento lhamento simples. simples para uma dada quantidade de defor- Descontinuidades nítidas e superfícies de deslo- mação por cisalhamento. Em zonas de cisalha- camento são visíveis em muitas zonas de cisalha- mento com dilatação, a orientação de X pode mento. Essas descontinuidades internas permitem apresentar uma faixa de valores, dependendo que haja um componente de cisalhamento puro. Se da deformação e da quantidade de dilatação, as paredes das zonas de cisalhamento não estive- mas sempre com maior que no cisalhamento rem deformadas, um cisalhamento puro com en- simples para uma dada quantidade de defor- curtamento através da zona de cisalhamento irá mação por cisalhamento. adelgaçar essa zona e o material será extrudido aoZONAS DE CISALHAMENTO E MILONITOS 375 longo da zona (Fig. 15.8C). Por outro lado, se o com- ponente de cisalhamento puro envolver encurta- mento paralelo à zona, ela irá se alargar, com fluxo de material para a parte que está em expansão. Nos locais onde uma zona de cisalhamento se torna mais espessa, é provável que ocorra espessa- mento de camadas, imbricamentos e dobramentos. adelgaçamento local de zonas de cisalhamento, Descontinuidade abrupta por sua vez, é associado ao adelgaçamento das ca- madas e, possivelmente, à formação de bandas de cisalhamento extensional. A Fig. 15.13 mostra am- bos os efeitos: adelgaçamento de camadas onde a zona de cisalhamento se torna mais delgada, no lado esquerdo da lente rígida, e espessamento e dobramento a sotavento (lee side) (parte central da figura). Além disso, variações ao longo da direção na deformação coaxial podem causar variações na espessura das zonas de cisalhamento e o apare- cimento de superfícies internas de deslizamento de abrangência local. Um exemplo é mostrado na Fig. 15.14 Zona de cisalhamento plástico com uma Fig. 15.14, onde uma zona de cisalhamento predo- descontinuidade local ao longo de sua margem esquerda, sugerindo que a deformação apresenta um desvio em relação minantemente plástica passa de um caráter com- ao cisalhamento simples pletamente dúctil na sua porção inferior para um caráter semidúctil na sua porção central e superior. Pode-se formar uma lineação relacionada ao deslocamento se houver deslizamento friccional em zonas de cisalhamento. Essas lineações se W formam nos planos de deslizamento, que podem ou não ser paralelos à zona de cisalhamento, e não devem ser confundidas com as lineações de estiramento (Fig. 15.15). Superfícies de deslizamento e outras feições rúpteis em zonas de cisalhamento predominante- mente plásticas se formam quando as zonas de cisalhamento são exumadas e resfriadas durante o cisalhamento. Elas também podem ocorrer no regime plástico, predominante na crosta inferior, Fig. 15.13 Dobras deformadas a sotavento (lee side) de independentemente de variações de pressão e uma lente Note o espessamento a sotavento, o temperatura. deslizamento pode ocorrer onde adelgaçamento do lado oposto e a vergência das dobras. As linhas vermelhas pontilhadas marcam a zona de minerais placoides se alinham e formam um plano cisalhamento de fraqueza mecânica, e onde há um aumento Fonte: modificado de Fossen e Rykkelid (1990). temporário e localizado da taxa de deformação.376 Geologia Estrutural A Lineação de estiramento Plano de cisalhamento B Sem deformação Cisalhamento puro Projeção Cisalhamento Direção de subsimples cisalhamento Fig. 15.15 Representação do papel da lineação de Fig. 15.16 Uma zona de cisalhamento (A) que envolve estiramento em uma zona de cisalhamento com deformação deformação coaxial (B) tem problemas de compatibilidade em plana. Idealmente, sua projeção no plano de cisalhamento suas margens, que são resolvidos se os blocos adjacentes indica a direção de cisalhamento. Desvios podem ocorrem se apresentarem a mesma quantidade de deformação coaxial (C) houver um contraste de viscosidade entre elemento linear e a matriz 15.3.1 Zonas de cisalhamento subsimples Um estreitamento das paredes da zona de cisa- A discussão anterior demonstra que há um am- lhamento ou uma perturbação do fluxo por uma plo espectro de zonas de cisalhamento com de- inclusão rígida de grande porte podem causar um formação plana, onde os cisalhamentos simples e aumento da taxa de deformação local. Condições puro são combinados simultaneamente no mesmo externas também podem fazer com que uma zona plano. Conhecemos esse tipo de deformação do de cisalhamento acumule deslocamento a uma Cap. 2 como cisalhamento subsimples e, portanto, taxa maior. Finalmente, não podemos desconside- tais são denominadas zonas de cisalhamento sub- rar o papel dos fluidos. simples. As rochas anidras tendem a responder de modo rúptil a um esforço. Um grau variável de hidratação As ZONAS DE CISALHAMENTO SUBSIMPLES CORRESPON- de uma rocha pode controlar seu comportamento DEM À DEFORMAÇÃO PLANA ONDE OCORREM SIMULTANEA- reológico, mesmo na crosta inferior. Portanto, di- MENTE os CISALHAMENTOS SIMPLES E PURO. versos fatores podem causar a formação de des- continuidades nítidas e transitórias em zonas de Nessas zonas, observamos um ângulo inicial cisalhamento. Superfícies transitórias de desliza- entre a foliação e a margem se a zona esti- mento, pseudotaquilitos e outros elementos rúpteis ver se espessando eZONAS DE CISALHAMENTO E MILONITOS 377 ou contra mudanças de volume, como estilolitos, A veios, minerais neoformados ou concentração de Cisalhamento simples = 1) minerais imóveis na zona de cisalhamento. 1 As lineações de estiramento em zonas de cisa- lhamento subsimples irão, como no caso das zonas de cisalhamento simples, refletir a direção de cisa- 1 2 3 lhamento quando projetadas no plano de cisalha- mento (Fig. 15.15). Note que, se o componente de B cisalhamento simples for pequeno ou nulo, a line- Cisalhamento puro = 0) ação indica a direção de estiramento causado por 1 cisalhamento puro, e não pode mais ser indicativa da direção de cisalhamento. Vamos considerar em mais detalhe a relação 1 2 3 entre deformação e deslocamento. Consideremos o vértice superior direito (1,1) do marcador quadrado C na zona de cisalhamento (Fig. 15.17). Se aplicarmos Cisalhamento subsimples = 0,82) um cisalhamento simples para que esse ponto 1 ocupe uma nova posição (3,1), o deslocamento cor- responderá a uma elipse de deformação com razão axial própria (Fig. 15.17A). Se, por outro lado, apli- 1 2 3 carmos um cisalhamento puro para obter o mesmo deslocamento horizontal desse vértice, percebere- Fig. 15.17 Comparação de deslocamento paralelo à zona de mos que o cisalhamento puro gerará uma defor- cisalhamento e deformação. Um quadrado com um círculo é mação maior (compare as elipses na Fig. 15.17A,B). deformado por cisalhamento simples, puro e subsimples, de modo que o deslocamento do vértice superior direito seja o Alguns casos de deformação subsimples reque- mesmo em todas as situações. A deformação resultante é a rem menor deformação para produzir o mesmo maior em cisalhamento puro e a menor em cisalhamento deslocamento paralelo à zona de cisalhamento subsimples (Fig. 15.17C). De fato, o cisalhamento subsimples Fonte: baseado em Fossen e Tikoff (1997). que requer uma mínima deformação é aquele com Wk=0,82, o que significa que tal cisalhamento tem cisalhamento simples, o deslocamento através da a relação de deformação mais eficiente para criar zona é constante ao longo de toda a zona de cisa- um deslocamento paralelo à zona de cisalhamento. lhamento. Nos cisalhamentos subsimples e puro, o deslocamento varia ao longo da zona. É NECESSÁRIA UMA DEFORMAÇÃO MENOR PARA QUE UM DADO DESLOCAMENTO SEJA PRODUZIDO POR CISALHA- 15.4 Zonas de cisalhamento com MENTO SUBSIMPLES DO QUE POR CISALHAMENTO PURO deformação não plana OU SIMPLES. As zonas de cisalhamento foram abordadas até aqui segundo a perspectiva de uma deformação É importante observar a natureza dos desloca- plana, na qual toda a deformação coaxial (cisalha- mentos horizontais ao longo de uma zona de cisa- mento puro) atua no mesmo plano que o cisalha- lhamento em diferentes tipos de deformação. No mento simples. Qualquer deformação plana (sem378 Geologia Estrutural variação anisotrópica de volume) produz elipsoides 6 de deformação situados na diagonal do diagrama de Flinn Entretanto, as medidas de deformação 5 podem apresentar desvios significativos em rela- ção à deformação plana (Fig. 15.18), implicando Constrição estiramento ou encurtamento causado por um X/Y componente de cisalhamento simples e/ou coaxial na terceira direção (eixo Y). Isso abre uma ampla 3 classe de zonas de cisalhamento genéricas que produzem deformação em três dimensões. Em tais zonas, as foliações e as lineações podem apresentar 2 Achatamento diversas atitudes e rotacionar de diferentes manei- ras; não há uma relação simples entre a orientação das lineações e a direção de cisalhamento. 1 2 3 5 6 Y/Z As ZONAS DE CISALHAMENTO COM DEFORMAÇÃO NÃO Fig. 15.18 Diagrama de Flinn com estimativas de deformação de duas amostras de zonas de cisalhamento PLANA APRESENTAM GEOMETRIA DE DEFORMAÇÃO CONS- similares àquela mostrada na Fig. 15.9, cortadas paralela e TRICIONAL OU POR ACHATAMENTO, E AS LINEAÇÕES PO- perpendicularmente à direção de cisalhamento. Os dados de DEM NÃO REPRESENTAR A DIREÇÃO DE deformação indicam claramente que as duas zonas de cisalhamento são afetadas por achatamento e, portanto, É importante determinar se uma dada zona apresentam um desvio em relação ao cisalhamento simples. Dados de Bhattacharyya e Hudleston (2001) de cisalhamento apresenta deformação plana ou não. Podemos procurar evidências de campo, como variações em espessura e fluxo em mais de uma uma deformação coaxial tridimensional com até direção. Se houver marcadores de deformação três sistemas ortogonais de cisalhamento simples. (Fig. 15.9), podemos seccioná-los e lançá-los no A matriz de deformação torna-se, portanto, tridi- diagrama de Flinn (Fig. 15.18); os dados nessa figura mensional: são de zonas de cisalhamento do tipo mostrado na Fig. 15.9 e, mesmo que essa zona de cisalha- 0 (15.9) mento pareça simples à primeira vista, os dados de 0 0 deformação mostrados na Fig. 15.18 indicam uma deformação não plana. Isso significa que a zona de Essa matriz pode ser usada para gerar mode- cisalhamento da Fig. 15.9 não pode ser uma zona los desses tipos de deformação, e os cálculos ge- de cisalhamento simples. ralmente são realizados em programas de compu- Se percebermos que a deformação em uma zona tador. Há, também, casos em que a deformação de cisalhamento é tridimensional, deparamo-nos coaxial atua em um ângulo oblíquo ao(s) compo- com uma enorme faixa de possibilidades. Ainda po- nente(s) de cisalhamento, o que representa uma si- demos pensar em termos de cisalhamentos puro tuação mais complexa. Essas muitas possibilidades e simples, mas é necessário combinar elementos tornam a análise tridimensional de zonas de cisa- desses tipos de cisalhamento em mais de um plano. lhamento com deformação não plana um desafio e, Na Fig. 15.19, mostramos como é possível combinar em geral, buscamos os modelos mais simples paraI5 ZONAS DE CISALHAMENTO E MILONITOS 379 A Rejeito transcorrente B Cavalgamento em X didas de orógenos colisionais. Nesses casos, as pa- Z Z xy redes externas e o plano de cisalhamento são difí- ceis de ser definidos, e o interior da zona é marcado por fortes heterogeneidades. As variações não se X restringem à deformação finita, com lentes e lascas y y de rochas menos deformadas, e o tipo de deforma- C Cavalgamento em D Coaxial ção pode variar através da zona de cisalhamento. O Z resultado é uma rica variedade de estruturas, como Z yz dobras, clivagens, foliações, lineações e outras, dis- cutidas adiante neste capítulo. Ainda se trata de X X uma zona de cisalhamento, no sentido mais geral do termo, mas é certamente mais complexa e vari- y y ada que as zonas de cisalhamento ideais abordadas Fig. 15.19 Componentes de deformação ortogonal que na primeira parte desta seção. As zonas miloníticas podem ser combinados na matriz de deformação espessas são, por esse motivo, instigantes e desafi- tridimensional da Eq. 15.9 adoras. Fonte: baseado em Fossen e Tikoff (1997). As rochas fortemente cisalhadas encontradas em zonas de cisalhamento de alta deformação explicar os dados obtidos. A transpressão e a trans- foram descritas de diversas formas ao longo do tração são dois modelos populares e próximos de século passado. A classificação mais comum é apre- zonas de cisalhamento com deformação tridimen- sentada nos Boxes 8.1 e 15.1. A classificação divide sional simples, discutidos no final do Cap. 18. essas rochas em protomilonitos, nos quais os grãos originais são predominantes (90%-50%), milonitos 15.5 Milonitos e indicadores cinemáticos (50%-10% de grãos originais) e ultramilonitos 15.5.1 Milonitos de grãos originais intactos). A transição de proto- Nas partes centrais de algumas zonas de cisalha- milonito, passando por milonito até ultramilonito mento plástico (p. ex., Fig. 15.10), a deformação é reconhecível em muitas zonas de cisalhamento, pode ser alta a ponto de achatar e total- mas sua identificação é mais difícil em rochas que mente as texturas e estruturas preexistentes. As ro- foram expostas a episódios anteriores de intensa chas tornam-se fortemente bandadas e são deno- deformação. minadas milonitos termo criado em trabalhos pio- Vestígios da textura original ou de minerais ori- neiros na zona de cavalgamento de Moine, na Escó- ginais podem ser encontrados em grandes lentes cia (ver Boxe 15.1). As características dos milonitos ou fragmentos envolvidos pela foliação milonítica. variam em função da temperatura, pressão, compo- Se essas lentes tiverem comprimento de dezenas sição mineralógica, granulação, presença de fluidos de centímetros ou mais, elas são chamadas de len- e taxa de deformação. Em geral, os milonitos têm tes protolíticas. Os fragmentos de cristais individu- granulação mais fina que as rochas ao seu redor ais são denominados porfiroclastos. Os feldspatos (muito visível na Fig. 15.10), além de apresentarem tipicamente formam porfiroclastos em rochas gra- foliação e lineações bem definidas. níticas deformadas em cisalhamento sob condições As zonas ou cinturões miloníticos podem atin- de fácies xisto verde, onde a temperatura é relativa- gir até vários quilômetros de espessura, particular- mente baixa e não permite a deformação cristalo- mente em escudos pré-cambrianos e em áreas ero- plástica dos feldspatos.380 Geologia Estrutural truturas assimétricas pela maioria dos A Boxe 15.1 MILONITO versus CATACLASITO assimetria é relacionada ao componente rotacional, à não coaxialidade da deformação ou ao fato de termo milonito foi usado com dois significados os objetos serem rotacionados em uma direção ao longo do século XX. A palavra é originária do preferencial (Fig. 15.20). Ela também se reflete na latim e refere-se à moagem ou fragmentação em trajetória das partículas durante a deformação não pequenos pedaços. Esse processo foi considerado coaxial. A deformação coaxial produz estruturas responsável pela formação da zona de cavalga- com grau mais alto de simetria (ortorrômbica), em mento de Moine, na Escócia local onde o termo função da trajetória simétrica das partículas. A liga- milonito foi usado pela primeira vez. Com a valiosa ção entre simetria e coaxialidade é mostrada esque- ajuda da microscopia óptica e eletrônica, hoje maticamente em diversas estruturas na Fig. 15.20. sabemos que os milonitos são formados principal- As estruturas formadas por fluxo coaxial são, em mente por mecanismos de deformação plástica. alguns casos, denominadas ortorrômbicas. termo milonito é aplicado atualmente a ro- chas fortemente deformadas, que passaram por re- dução de sua granulação em decorrência de defor- Deformação Deformação não coaxial coaxial mação plástica, ao passo que o termo cataclasito (simetria monoclínica) (simetria ortorrômbica) é usado quando o fluxo cataclástico é dominante. A catáclase pode ocorrer durante a milonitização, Sistemas de se o feldspato for fragmentado em uma matriz porfiroclasto onde o quartzo for plasticamente deformado, por exemplo. Os milonitos são separados em três subgrupos, Zonas de dependendo de quanto da matriz original perma- deformação rúptil necer intacta (não recristalizada): protomilonito: 90% matriz (cristais neoformados). Os milonitos são comuns em zonas de cisalha- mento extensionais, de cavalgamento e em zonas de cisalhamento de alto ângulo. Dobras 15.5.2 Indicadores cinemáticos A percepção do potencial das microestruturas como Domos, indicadores cinemáticos aumentou consideravel- diápiros, plútons mente nas décadas de 1970 e 1980. A compreensão da ligação entre estruturas simétricas e assimétri- Fig. 15.20 Estruturas assimétricas (à esquerda) cas representou um importante avanço no estudo caracterizam a deformação não coaxial, ao passo que a das rochas fortemente cisalhadas. Muitos milonitos deformação coaxial tende a formar estruturas mais apresentam estruturas com simetria monoclínica simétricas (baixa), que são simplesmente denominadas es- Fonte: baseado em Choukroune et al. (1987).ZONAS DE CISALHAMENTO E MILONITOS do elipsoide de deformação. sentido de rotação A (AS)SIMETRIA DAS ESTRUTURAS MILONÍTICAS PODE SER da foliação a partir da margem em direção ao inte- USADA PARA AVALIAR o SENTIDO DE CISALHAMENTO E, rior de uma zona de cisalhamento é, em geral, um EM ALGUNS CASOS, o GRAU DE COAXIALIDADE DE UMA indicador cinemático seguro. ZONA Com a acumulação da deformação, um conjunto de superfícies de deslizamento ou bandas de cisa- A seguir, vamos abordar as estruturas lhamento se forma na direção paralela às paredes nicas, as quais fornecem informações sobre o sen- da zona de cisalhamento (Fig. 15.22A). Essas bandas tido de deslocamento ou de cisalhamento em zonas de cisalhamento são denominadas C (do francês ci- miloníticas. Estudamos inicialmente uma zona de saillement, que se refere ao movimento de uma te- cisalhamento na seção perpendicular à foliação e soura) e a foliação é denominada S (do inglês schis- que contém a lineação (Fig. 15.21); a seção perpen- tosity ou do francês schistosité). As superfícies C não dicular à lineação também é interessante para a chegam a formar planos contínuos, mas pequenas avaliação da deformação tridimensional. zonas de cisalhamento que afetam a foliação no 15.5.3 Marcadores defletidos interior da zona de cisalhamento principal. Em de- talhe, a foliação se curva para dentro e para fora das Já discutimos como os marcadores preexistentes (li- neares ou planos) são rotacionados em zonas de ci- superfícies C; o sentido do desvio apresentado pela salhamento (Fig. 15.2). Mesmo se não pudermos ob- foliação reflete o sentido de cisalhamento da zona servar as margens da zona de cisalhamento, a rota- como um todo. As superfícies C são especialmente ção de marcadores planos de uma área de baixa de- frequentes em zonas de cisalhamento em rochas formação para uma de alta deformação fornece um magmáticas (Fig. 15.23) critério plausível para a determinação do sentido Se a deformação por cisalhamento for alta (aci- de cisalhamento, por exemplo, ao longo das bordas ma de 10), o ângulo entre a zona de cisalhamento e de lentes tectônicas em zonas de cisalhamento. a foliação torna-se imperceptível. A foliação é com- posta, portanto, pela foliação rotacionada e pelas 15.5.4 Foliação milonítica e bandas de superfícies C. Heterogeneidades da rocha e planos cisalhamento (estruturas S-C) micáceos favorecem o deslizamento e representam A foliação desenvolvida em uma zona de cisalha- perturbações ao fluxo, podendo obliterar a situação mento é considerada como indicativa do plano XY simples vista em baixa deformação. Fig. 15.21 Esquema da Deformação no direção de observação para Plano de plano X-Z cisalhamento determinar o sentido de Lineação de cisalhamento e de estiramento estruturas assimétricas que indicam o sentido de cisalhamento382 Geologia Estrutural A A S B Fig. 15.22 Esquema do desenvolvimento de estruturas S-C em zona de cisalhamento em rocha magmática. (A) A foliação neoformada (S) é cortada por superfícies de cisalhamento (C) paralelas às margens da zona de cisalhamento. (B) Com a S continuação da deformação, S é rotacionada em direção ao paralelismo com C e em conjunto essas estruturas são cm denominadas foliação CS. Bandas de cisalhamento novas e oblíquas (C') podem formar-se e causar a rotação reversa da Fig. 15.23 (A) Granito cisalhado de granulação grossa foliação CS, que passa, então, a ser denominada S apresentando dois conjuntos de superfícies: uma foliação (S) e bandas de cisalhamento (C). (B) Detalhe ampliado da área delimitada em (A). o sentido do cisalhamento é sinistral (do As complicações em alta deformação favorecem topo para a esquerda). Ipanema, Rio de Janeiro a formação de novas estruturas que podem indicar a cinemática do fluxo. Em especial, um novo con- turalistas Gordon Lister e Arthur Snoke sugeriram, junto de bandas de cisalhamento, oblíquas às mar- em 1984, que qualquer tipo de estrutura composta gens da zona de cisalhamento, forma-se em alta por duas estruturas planas formadas durante um deformação (Fig. 15.22B). Essas bandas de cisalha- cisalhamento progressivo deve ser denominado es- mento são denominadas C' se a sua obliquidade for trutura S-C. Os milonitos que apresentam estrutu- perceptível em relação à zona de cisalhamento; elas ras S-C são denominados milonitos S-C. são comuns em milonitos ricos em minerais placoi- des. As superfícies C são similares às fraturas de Ri- Os MILONITOS S-C SÃO COMPOSTOS POR DOIS CONJUN- edel (R) em zonas de cisalhamento rúptil, e apenas TOS DE ESTRUTURAS PLANAS, UMA FOLIAÇÃO (S) E BAN- podem ser diferenciadas das superfícies C paralelas DAS DE CISALHAMENTO (C) QUE TRANSECTAM OBLIQUA- às zonas de cisalhamento quando sua orientação MENTE A FOLIAÇÃO E COM FREQUÊNCIA A ROTACIONAM. em relação às margens da zona de cisalhamento puder ser determinada. Essa informação nem sem- ângulo entre S e C varia, mas tipicamente está pre está disponível e, portanto, os geólogos estru- entre 25° e A relação angular entre a foliação eZONAS DE CISALHAMENTO E MILONITOS 383 as bandas de cisalhamento (C) (Figs. 15.24 e 15.25) A é um indicador confiável do cisalhamento se a re- lação angular for consistente. Quanto maior for o grau de coaxialidade, menor será essa consistência; a deformação coaxial geralmente produz conjuntos de bandas de cisalhamento com mergulhos opos- Imbricamento tos. Entretanto, uma relação angular consistente B entre as bandas de cisalhamento e a foliação geral é comum em zonas miloníticas. É importante lem- brar que as bandas de cisalhamento podem formar- -se em um estágio relativamente tardio da evolução S de uma zona de cisalhamento, refletindo, portanto, a parte final da história de deformação. 15.5.5 Foliações em microescala As foliações oblíquas à foliação principal ou ao ban- C damento milonítico podem ocorrer em agregados minerais que se recristalizam de modo dinâmico durante a deformação. Os agregados ou veios de- formados de quartzo são exemplos típicos. Os agre- gados formam parte da foliação milonítica princi- Estrutura em pal, e os eixos mais longos dos grãos deformados quadrante definem uma foliação oblíqua (Figs. 15.26 e 15.27). Fig. 15.24 (A) Estrutura S-C em granito protomilonítico, Há dois processos concorrentes atuando sobre es- Antártica. Note o arranjo imbricado dos porfiroclastos de ses agregados. Um deles é a deformação produzida feldspato. (B) Bandas de cisalhamento em filito, juntamente pelo estiramento dos grãos; o outro é a recristaliza- com dobras assimétricas, décollement basal caledoniano. ção dinâmica e a recuperação, que apaga o registro (C) Boudins assimétricos em gnaisse granítico. Dobras assimétricas em torno de inclusão representam uma da deformação nesses grãos. A foliação oblíqua no estrutura em quadrante Caledonides a leste de Bergen, interior dos agregados reflete apenas o último in- Noruega cremento de deformação, ao passo que a foliação principal resulta de toda a história de deformação e também podem ser denominadas Si (interna) e Sm e, portanto, representa uma orientação próxima à (milonítica) (Fig. 15.27). do plano de cisalhamento. ângulo entre a foliação milonítica e a trama marcada pela forma dos grãos 15.5.6 Mica fish dentro dos agregados indica que a deformação é Os porfiroclastos de mica em rochas miloníticas não coaxial, revela o sentido do cisalhamento e in- tendem a apresentar caudas que sistematicamente dica até mesmo o grau de não coaxialidade (ou Wk) se curvam e se afastam da orientação geral dos por- da deformação. Se os grãos no interior dos agrega- firoclastos (Fig. 15.26). Essas estruturas são conheci- dos forem apenas levemente deformados, o ângulo das como mica fish, e a assimetria resultante indica deve ser próximo a 45° no caso de cisalhamento o sentido do cisalhamento. Os mica fish geralmente simples (Wk = 1). Em relação à terminologia S-C, são confinados às bandas de cisalhamento e podem neste caso (Fig. 15.26), tanto S como C são foliações, ser considerados uma estrutura do tipo S-C.384 Geologia Estrutural Eixos de Lineação em crenulação superfícies C Superfícies S Fig. 15.25 Esquema da geometria de estruturas em bandas de cisalhamento do tipo S-C. eixo de crenulação situa-se tipicamente em alto ângulo com o sentido de cisalhamento, o que se reflete por uma lineação que pode aparecer nas bandas de cisalhamento (superfícies C). rejeito pode ou não ocorrer nas superfícies S Mica fish Fig. 15.27 Seção delgada de um milonito com uma foliação milonítica horizontal (Sm). Os grãos de quartzo estão estirados segundo uma direção Si oblíqua a Sm, e a relação angular é consistente com um sentido de cisalhamento S anti-horário (topo para a esquerda). Podemos aplicar a terminologia S-C, onde Sm equivale a C e Si, a S Foliação milonítica Agregado de quartzo Foliação de estado no campo de estiramento ativo em uma deforma- constante ção não coaxial, os boudins podem ser rotacionados Recristalização dinâmica de quartzo, que reflete a parte final da história contra a direção de cisalhamento (Fig. 15.24C) (ver de deformação também Cap. 14). Fig. 15.26 Estruturas S-C típicas em milonitos com predomínio de quartzo e mica 15.5.9 Porfiroclastos Os porfiroclastos de feldspato, quartzo, mica e de 15.5.7 Fish de foliação e boudinagem de outros minerais podem desenvolver um manto foliação de material recristalizado na forma de cauda Algumas porções de milonitos fortemente foliados (Fig. 15.28A-C). A deformação coaxial produz cau- podem ser retrorrotacionadas em relação à direção das simétricas em relação à foliação milonítica de cisalhamento. As estruturas resultantes são de- geral (tipo Fig. 15.28C). Nos tipos de deforma- nominadas fish de foliação (foliation fish), que são ção não coaxial, tende a haver uma geometria semelhantes aos mica fish, mas ocorrem em larga assimétrica, e a forma final depende de Wk e da escala (p. ex., métrica) (Fig. 14.12). Essas estruturas espessura do manto em relação ao núcleo (taxa de também são conhecidas como boudinagem assimé- entre outros fatores. As estruturas trica de foliação. assimétricas são classificadas em tipo onde as caudas têm uma geometria escalonada, e 8, onde 15.5.8 Boudinagem as caudas são mais delgadas e fortemente curva- As camadas competentes boudinadas podem ser das, influenciadas pela rotação dos porfiroclastos usadas como indicadores cinemáticos, contanto (Fig. 15.29). Uma diferença característica entre os que se conheça sua atitude aproximada antes do dois tipos é que no tipo o as caudas estão presen- início da deformação. Se essa camada for localizada tes de ambos os lados da linha de referência daZONAS DE CISALHAMENTO E MILONITOS 385 A B Tipo o Tipo Tipo Porfiro Linha de clasto referência Cauda Material clástico recristalizado D E F Fig. 15.28 Sistemas porfiroclásticos. (A-C) Porfiroclastos com caudas recristalizadas. Porfiroclastos tipo o apresentam caudas que não cruzam a linha de referência, ao passo que os do tipo a cruzam. (A) e (B) apresentam simetria monoclínica (com eixo de rotação perpendicular à página). tipo é simétrico em relação à linha de referência. (D) Porfiroclasto fraturado com fratura sintética. (E) Fraturas antitéticas de cisalhamento. (F) Imbricação de porfiroclastos. Todas as estruturas, exceto (C), são consistentes com cisalhamento sinistral Oeste Leste Fig. 15.29 Porfiroclasto tipo indicando rotação anti-horária (topo para a esquerda) durante o cisalhamento, 2 mm consistente com a assimetria das dobras em pequena escala Fig. 15.30 Granada rotacionada com caudas de quartzo (em foliação, ao passo que as caudas no tipo cruzam azul) nas sombras de deformação. padrão de inclusões indica sentido horário de cisalhamento (topo para E). As essa linha. bandas de cisalhamento mais jovens e as fraturas de Em muitos casos, os porfiroclastos apresentam extensão na granada indicam sentido oposto de cisalhamento crescimento de quartzo ou de outros minerais em Fonte: modificado de Fossen (1992). sombras de pressão ou sombras de deformação, as quais são assimétricas na deformação não coaxial e sincinemático dos porfiroclastos. Neste último caso, apresentam similaridades com os porfiroclastos do o padrão indica o sentido de rotação e, portanto, tipo o (Fig. 15.30). o sentido de cisalhamento em deformação não O porfiroclasto de granada da Fig. 15.30 também coaxial. apresenta um padrão de inclusões. Esse padrão pode representar uma foliação crenulada envol- 15.5.10 Dobras e clivagem vida pelo crescimento do cristal de granada, mas As dobras assimétricas e as clivagens de plano axial também pode formar-se durante o crescimento relacionadas podem fornecer informações sobre o386 Geologia Estrutural sentido de cisalhamento em rochas fortemente de- 15.5.11 Estruturas em quadrantes formadas, se soubermos a orientação aproximada A associação de estruturas de contração e de tração da camada dobrada antes do início da deformação. em torno de lentes tectônicas e de objetos rígidos Em zonas miloníticas, encontramos com frequên- em um milonito define o sentido de cia a própria foliação milonítica sendo dobrada du- A área em torno desses objetos pode ser dividida rante a história deformacional. A foliação é rota- em setores ou quadrantes de acresção e de cionada através do plano de cisalhamento e para mento ou adelgaçamento de camadas (Fig. 15.33). dentro do campo contracional. Nesses casos, a ver- As estruturas variam de acordo com a rotação da fo- gência das dobras assimétricas indica o sentido de liação em torno do objeto. Nos quadrantes de adel- cisalhamento (Fig. 15.29). Para que sejam forma- gaçamento, as partículas apresentam aceleração de das dobras miloníticas, é necessário que a foliação movimento para contornar a aresta do objeto. Além rotacione para o campo da contração instantânea. do adelgaçamento da camada, pode haver evidên- Uma rotação de poucos graus é suficiente e pode cias de dissolução (concentrações de mica). Nos se- ocorrer facilmente onde a foliação é perturbada em tores de acresção, as camadas se espessam e se torno de inclusões ou lentes rígidas. Alternativa- dobram devido à desaceleração do movimento das mente, as dobras assimétricas podem formar-se a partículas. partir de feições pré-deformacionais, como estra- tificações cruzadas ou diques discordantes, situa- 15.5.12 Orientação cristalográfica dos inicialmente no campo da contração. Nessas padrão de orientação de eixos de quartzo pode situações, a vergência deve ser interpretada com ser usado para determinar o sentido de cisalha- cuidado, particularmente se a orientação inicial do mento em milonitos ricos em quartzo. Um número marcador for desconhecida. As dobras assimétricas representativo de medidas (de 150 a 250) é lançado também podem indicar um "falso" sentido de cisa- em um estereograma, com a foliação na vertical e lhamento em casos especiais (Fig. 15.31). a lineação orientada segundo E-W no gráfico. pa- A assimetria e a não cilindricidade significativa drão que surge, ou guirlanda, é tipicamente assimé- (linhas de charneira com forte curvatura) são fei- trico em uma deformação não coaxial. A assimetria ções características de dobras em zonas miloníticas indica o sentido de cisalhamento (Fig. 15.34). A ver- 15.32 e 15.33). Por vezes, o flanco invertido des- dadeira guirlanda irá depender dos sistemas de des- sas dobras assimétricas é deslocado por pequenas lizamento cristalino que forem ativados e, portanto, falhas reversas ou de cavalgamento (Fig. 15.32), o da temperatura durante a deformação, além da ge- que auxilia na determinação do sentido de cisalha- ometria da deformação (elipsoides de deformação mento. prolatos versus oblatos). Fig. 15.31 Desenvolvimento progressivo de dobras em cisalhamento simples (a deformação aumenta para a esquerda). Essa orientação inicial, em particular, pode resultar em uma vergência aparentemente inconsistente com o sentido de cisalhamentoZONAS DE CISALHAMENTO E MILONITOS 387 Foliação Fig. 15.32 Dobras formadas por deformação não coaxial em gnaisses. A vergência das dobras assimétricas indica o transporte do topo para a esquerda. Uma pequena estrutura n=250 similar a um cavalgamento (seta) corta o flanco invertido da dobra. A estrutura completa pode ser considerada uma estrutura S-C, onde as dobras intrafoliais são delimitadas por Fig. 15.34 Medidas da orientação de eixos C de quartzo duas bandas C (n = 250) em platina universal, lançadas em estereograma. Um padrão assimétrico em relação à foliação (com tendência E-W no diagrama), como deste exemplo, revela o sentido de ISA 1 cisalhamento Fonte: Fossen (1993) chas magmáticas particularmente se elas não estavam completamente solidificadas no início da deformação. Objeto mais rígido 15.5.14 Estruturas de transferência de cisalhamento As rochas heterogêneas podem apresentar uma par- tição da deformação, em que o cisalhamento sim- ples ou o deslizamento é localizado em camadas mais ricas em micas. Em alguns casos, o cisalhamento é transferido de um ponto para ou- Fig. 15.33 Setores (quadrantes) de adelgaçamento ou tro, particularmente nos pontos de terminação das espessamento em torno de um objeto rígido em uma zona camadas frágeis. A zona de transferência ou de so- milonítica, indicando o sentido de cisalhamento. Essas breposição pode ser contracional ou extensional, estruturas são relacionadas à das dependendo do arranjo das camadas frágeis e do partículas e denominadas estruturas em quadrantes sentido do cisalhamento. As estruturas contracio- nais correspondem a conjuntos de dobras e/ou es- 15.5.13 Imbricamento de objetos truturas de imbricação, ao passo que as estruturas Os cristais rígidos e alongados em uma rocha em extensionais são dominadas pelas bandas de cisa- deformação podem ser imbricados em uma zona lhamento. A Fig. 15.35 mostra como a direção de milonítica (Fig. 15.28F). Esse imbricamento requer cisalhamento pode ser determinada a partir dessas uma alta densidade de cristais e é comum em ro- estruturas.388 Geologia Estrutural A C Fig. 15.35 A transferência de Acamamento deformação de cisalhamento localizada Camada de uma camada frágil para outra pode pouco resistente produzir estruturas contracionais ou D extensionais B Fonte: baseado em Rykkelid e Fossen (1992). Contração / espessamento Extensão / adelgaçamento 15.5.15 Grãos minerais microfalhados A Os grãos minerais deformados de modo rúptil em ISA, 90-0 uma matriz com deformação plástica podem apre- sentar nítidas fraturas de cisalhamento intragranu- lar. O exemplo mais comum é o do feldspato rúptil em uma matriz dúctil rica em quartzo, com defor- mação em condições de fácies xisto verde. A ori- B entação e o sentido de deslocamento nessas fratu- ras estão relacionados ao sentido de cisalhamento. Porém, essas estruturas de cisalhamento podem tanto ser sintéticas como antitéticas em relação à direção de cisalhamento (Fig. 15.28D,E). Sua orien- tação depende não apenas do sentido de cisalha- Fig. 15.36 Veios extensionais en echelon em uma zona de mento e de Wk, mas também da forma do grão, cisalhamento. As extremidades dos veios são orientadas de de sua orientação e de qualquer clivagem ou outro modo perpendicular a ISA1. Os veios são cisalhados em plano cristalográfico de fraqueza que o grão possua. formas sigmoidais e podem ser cortados por veios mais Os grãos minerais fraturados devem, portanto, ser jovens interpretados com cuidado na análise cinemática. ser oposto ao sentido de deslocamento do veio. Sua 15.5.16 Fibras e veios geometria surge em decorrência do cisalhamento A orientação de veios extensionais (Fig. 15.36A) in- do veio (Fig. 15.38). Esse exemplo mostra que de- dica o sentido de cisalhamento em milonitos, além vemos ser cautelosos ao determinar o sentido de de indicar, em alguns casos, Wk e as orientações cisalhamento a partir de dobras associadas a veios de ISA. Se os veios contiverem minerais fibrosos, em rochas miloníticas. as fibras podem fornecer uma melhor definição da Em geral, populações de veios ou diques que direção de estiramento. apresentam uma diversidade de orientações são Os veios formados por deformação não coaxial úteis na reconstrução da história cinemática e de irão rotacionar a partir do momento de sua forma- deformação. Seu aspecto indica se eles se localizam ção, o que resultará em uma geometria sigmoidal, no campo de estiramento, de encurtamento ou de que poderá ser usada para determinar o sentido de estiramento seguido de encurtamento. Por exem- cisalhamento (Figs. 15.36B e 15.37). plo, veios que formam dobras boudinadas têm uma Dobras especiais podem surgir em torno de história de encurtamento seguido de estiramento. veios em milonitos, onde o sentido de cisalha- O tamanho e a distribuição dos campos é um re- mento indicado pela geometria da dobra parece flexo de Wk e da cinemática (ver Cap. 2).ZONAS DE CISALHAMENTO E MILONITOS 389 A Veio de quartzo Marcador passivo B C Fig. 15.37 Veios extensionais en echelon definindo uma zona de cisalhamento. Note que a foliação está orientada em alto ângulo com os veios 15.6 Crescimento de zonas de cisalhamento Muitas zonas de cisalhamento são simples e bem D definidas, ainda que nosso conhecimento sobre sua formação e desenvolvimento ainda não seja completo. Para simplificar, geralmente considera- mos que elas se formam em rochas homogêneas, tais como granitos. Na prática, as zonas de cisa- lhamento formam-se segundo a direção mais fraca de uma rocha, como em camadas micáceas, zonas parcialmente fundidas, veios, fraturas, camadas de granulação mais fina, diques etc. Essas situações Fig. 15.38 Desenvolvimento de uma fratura extensional com devem ser tratadas individualmente em cada zona sentido de cisalhamento aparentemente invertido. (A) Um de cisalhamento. veio extensional forma-se em um regime de cisalhamento. (B) Assim que uma zona de cisalhamento surge, po- A fratura se abre, causando uma dobra suave na superfície marcadora. A fratura é rotacionada com a continuidade do demos imaginar diversas histórias de evolução, que cisalhamento, e o deslocamento ao longo da fratura é oposto produzirão diferentes tipos de zonas de cisalha- ao sentido de cisalhamento (C,D) mento, ilustradas esquematicamente na Fig. 15.39: Fonte: baseado em Hudleston (1989).390 Geologia Estrutural Tipo Tipo Tipo III Tipo IV y X Inativo Em expansão Ativo Inativo Em expansão t3 Y Y Y t y y y y Tempo (t) Tempo (t) Tempo (t) Tempo (t) Tempo (t) Tempo (t) Tempo (t) Tempo (t) Fig. Quatro modelos de crescimento de zonas de cisalhamento Zonas de cisalhamento de tipo I são zonas interna da deformação. As zonas de cisalha- de cisalhamento com endurecimento por de- mento desse tipo mantêm sua espessura, que formação, onde a deformação na parte cen- é igual à sua espessura ativa. Esse modelo é, tral é retardada enquanto a zona se espessa. talvez, o menos realista, mas pode ser aplicado A parte central, portanto, registra a primeira a alguns tipos de kink bands parte da história de deformação, enquanto as Zonas de cisalhamento de tipo IV têm o partes marginais registram apenas a parte fi- mesmo desenvolvimento que as zonas de tipo nal da história. As zonas de cisalhamento de I, mas toda a zona de cisalhamento permanece tipo I apresentam perfis de deslocamento lar- ativa durante a história de deformação. Em gos, tipo platô. outras palavras, a zona cresce em espessura e Zonas de cisalhamento de tipo II são zonas a deformação aumenta das margens em dire- de cisalhamento com amolecimento por defor- ção ao centro. As margens apenas registram mação, que rapidamente atingem uma certa o último incremento de deformação, ao passo espessura e, após um certo tempo, concen- que a parte central registra toda a história de tram a deformação em sua parte central. Por- cisalhamento. tanto, as zonas marginais mantêm-se inativas Em geral, as zonas de cisalhamento apresentam e a parte ativa da zona de cisalhamento é me- uma correlação positiva entre o deslocamento ou o nos espessa. comprimento e a espessura (Fig. 15.3). Essa obser- Zonas de cisalhamento de tipo III desenvol- vação indica que a maioria das zonas de cisalha- vem-se com espessura constante e toda a mento torna-se mais espessa com o progresso da zona se deforma sem indícios de concentração deformação, favorecendo os tipos I e IV de zonasZONAS DE CISALHAMENTO E MILONITOS de cisalhamento. Portanto, as margens registram o nas de cisalhamento estreitas e tar- último incremento de deformação. Para determinar dias em sua parte superior. Exemplos disso são as o modo como essas zonas se desenvolveram, pode- zonas de cisalhamento em núcleos metamórficos mos comparar zonas de cisalhamento com diferen- complexos (Boxe 17.3). As zonas de cisalhamento tes deslocamentos, ou seja, em diferentes estágios tipo II preservam rochas cisalhadas formadas nos de estágios inicial e intermediário do cisalhamento, o Algumas zonas de cisalhamento foram soergui- que é útil no estudo da trajetória P-T de uma zona das ao longo de sua história, passando do regime de cisalhamento (ver Cap. 21). plástico para o regime transicional plástico-rúptil e, posteriormente, para o regime rúptil. Isso pode As ZONAS DE CISALHAMENTO DESENVOLVEM-SE DE resultar em uma concentração do cisalhamento em DIFERENTES MODOS, DEPENDENDO DAS PROPRIEDADES uma ou mais zonas delgadas, ou seja, do tipo II, DAS ROCHAS, DOS FLUIDOS, DOS MECANISMOS DE DE- mas a deformação não necessariamente se concen- FORMAÇÃO E DAS REAÇÕES DE MODO tra na parte central da zona. Diversas zonas de cisa- GERAL, ELAS APRESENTAM UM ESTÁGIO INICIAL DE ALAR- lhamento com quilômetros de espessura passaram GAMENTO. por exumação sincinemática e desenvolveram zo- Resumo As zonas de cisalhamento são estruturas importantes e, em geral, contêm estruturas internas que refletem o tipo e a história de deformação, sendo importantes na compreensão do desenvolvimento tectônico de uma área. As zonas de cisalhamento não revelam diretamente se foram formadas em regime extensional, contracional ou de transcor- rência. Os cisalhamentos simples, subsimples e quaisquer outros tipos de zona de cisalhamento podem formar-se em qualquer regime e é necessário conhecermos sua orientação durante a deformação para podermos fazer inferências. Em outras palavras, as zonas de cisalhamento devem ser inseridas em um contexto Nos próximos três capítulos, veremos como as zonas de cisalhamento e as falhas ocorrem nos três principais regimes tectônicos. Revisemos alguns pontos importantes deste capítulo: Zonas de cisalhamento são zonas onde a deformação é maior que nas rochas dos blocos adjacentes. Zonas de cisalhamento são subdivididas com base em sua ductilidade ou rúptil) e seu mecanismo de deformação (rúptil/friccional ou plástico). Zonas de cisalhamento dúctil preservam a continuidade original das camadas passivas. Zonas de cisalhamento plástico desenvolvem uma foliação cuja orientação está relacionada à deformação. Se soubermos o tipo de deformação (p. ex., cisalhamento simples) e a deformação (strain) através de uma zona, esses parâmetros podem ser usados para calcular o deslocamento. Estruturas assimétricas indicam o sentido de cisalhamento. Sempre devemos considerar o máximo possível de indicadores na determinação do sentido de cisalhamento. QUESTÕES DE REVISÃO 1] Qual é a diferença entre uma zona de cisalhamento e uma fratura? 2] Desenhe a margem superior da zona de cisalhamento da Fig. 15.9. Esta margem pode ser facilmente defi- nida? 3] Que tipos de dados suportam o modelo de que o alargamento da zona de cisalhamento é concomitante com o acúmulo de deslocamento? Onde devemos procurar pelo último incremento de deformação?392 Geologia Estrutural 4] Que hipóteses devem ser assumidas para considerarmos que o último incremento de deformação é repre- sentativo dos incrementos iniciais em uma zona de cisalhamento? 5] que significam as estruturas S-C? 6] Quais são os indicadores cinemáticos de cisalhamento mais e menos confiáveis descritos neste capítulo? 7] Como podemos obter informações sobre a trajetória (evolução) de deformação em uma zona de cisalha- mento? E-módulo Os módulos de e-learning denominados Shear zones e Kinematic indicators são recomendados para este ca- pítulo. Leituras complementares Geral PASSCHIER, C. W.; TROUW, R. A. J. Microtectonics. Berlin: Springer Verlag, 2006. Imagens e descrições SNOKE, A. W.; TULLIS, J.; TODD, V.R. Fault-related Rocks: A Photographic Atlas. Princeton: Princeton Univer- sity Press, 1998. Zonas de cisalhamento ideais RAMSAY, J. G. Shear zone geometry: a review. Journal of Structural Geology, V. 2, p. 83-99, 1980. RAMSAY, J. G.; HUBER, M. I. The Techniques of Modern Structural Geology V. 1: Strain Analysis. London: Acade- mic Press, 1983. Zonas de cisalhamento complexas PASSCHIER, C. W. Monoclinic model shear zones. Journal of Structural Geology, V. 20, p. 1121-1137, 1998. Estruturas cinemáticas BERTHÉ, D.; CHOUKROUNE, P.; JEGOUZO, P. Orthogneiss, mylonite and non-coaxial deformation of granites: the example of the South Armorican Shear Zone. Journal of Structural Geology, V. 1, p. 31-42, 1979. DENNIS, A. J.; SECOR, D. T. On resolving shear direction in foliated rocks deformed by simple shear. Geologi- cal Society of America Bulletin, V. 102, p. 1257-1267, 1990. LISTER, G. S.; SNOKE, A. W. S-C mylonites. Journal of Structural Geology, V. 6, p. 617-638, 1984. PASSCHIER, C. 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Strain and kinematic analysis in general shear zones. Journal of Structural Geology, V. 15, p. 1-20, 1993. Objetos rígidos e porfiroclastos BJORNERUD, M. Mathematical model for folding of layering near rigid objects in shear deformation. Journal of Structural Geology, V. 11, p. 245-254, 1989. PASSCHIER, C. W.; SIMPSON, C. Porphyroclast systems as kinematic indicators. Journal of Structural Geology, V. 8, p. 831-843, 1986. PASSCHIER, C. W.; SOKOUTIS, D. Experimental modelling of manteled porphyroclasts. Journal of Structural Geology, V. 15, p. 895-909, 1993. Crescimento de zonas de cisalhamento MEANS, W. D. Shear zones and rock history. Tectonophysics, V. 247, p. 157-160, 1995. SIBSON, R. H. Transient discontinuities in ductile shear zones. Journal of Structural Geology, V. 2, p. 165-171, 1980. Zonas de cisalhamento em sedimentos inconsolidados LEE, J.; PHILLIPS, E. 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