Geologia Estrutural Aulas

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GEOLOGIA ESTRUTURAL
Aula 1
INTRODUÇÃO À GEOLOGIA
ESTRUTURAL
DEFORMAÇÃO NA CROSTA
Aula 1
INTRODUÇÃO À GEOLOGIA
ESTRUTURAL
DEFORMAÇÃO NA CROSTA
Prof. Eduardo Salamuni
(Arte: Acadêmica Marcela Fregatto)
INTRODUÇÃO
Da Geotectônica à Geologia Estrutural
• Geotectônica estuda os movimentos da crosta terrestre por meio da
determinação de suas causas e mecanismos, bem como as leis que os
regem.
• Na crosta há um dinamismo motivado por esforços resultantes de forças
endógenas (movimentos tectônicos) que deslocam maciços. As
espessuras em regiões continentais são de cerca de 30 Km e podem
variar de 5 Km, nas regiões oceânicas a 70 Km nas cadeias orogênicas –
ver perfil do planeta)
• Os movimentos tectônicos produzem nas rochas as modificações de
posição, atitude, forma e volume. Isto é que define a deformação, cujos
resultados são as estruturas tectônicas ou secundárias.
• O termo Geologia Estrutural foi cunhado por CHARLES LYELL (1873,
no livro "Princípios de Geologia“), para se referir ao estudo das estruturas
maiores. Com a evolução da ciência geológica os estudos se estenderam
às estruturas menores, visíveis em afloramentos ou amostras de rochas e
até em lâminas delgadas (microtectônica).
Da Geotectônica à Geologia Estrutural
• Geotectônica estuda os movimentos da crosta terrestre por meio da
determinação de suas causas e mecanismos, bem como as leis que os
regem.
• Na crosta há um dinamismo motivado por esforços resultantes de forças
endógenas (movimentos tectônicos) que deslocam maciços. As
espessuras em regiões continentais são de cerca de 30 Km e podem
variar de 5 Km, nas regiões oceânicas a 70 Km nas cadeias orogênicas –
ver perfil do planeta)
• Os movimentos tectônicos produzem nas rochas as modificações de
posição, atitude, forma e volume. Isto é que define a deformação, cujos
resultados são as estruturas tectônicas ou secundárias.
• O termo Geologia Estrutural foi cunhado por CHARLES LYELL (1873,
no livro "Princípios de Geologia“), para se referir ao estudo das estruturas
maiores. Com a evolução da ciência geológica os estudos se estenderam
às estruturas menores, visíveis em afloramentos ou amostras de rochas e
até em lâminas delgadas (microtectônica).
OBJETIVOS E IMPORTÂNCIA
Âmbito dos Estudos
• A GEOLOGIA ESTRUTURAL estuda as deformações da crosta terrestre,
(porção envoltória do manto, acima da Descontinuidade de Mohovicic-
MOHO). Ocupa-se com as estruturas e a morfologia de sua formação. São
também objetos de seus estudos os mecanismos, os processos de
deformação e os produtos gerados.
• Os estudos estruturais focam os corpos rochosos de forma global: suas
estruturas (geometria e/ou morfologia), sua movimentação (cinemática) e
a origem desta movimentação (dinâmica).
• A Primeira Lei de Newton (“todo o corpo persiste em seu estado de
repouso ou de movimento uniforme, a menos que seja compelido a mudar
seu estado por uma força aplicada a ele” ) é bem representada por esse
escopo da ciência geológica, pois a grande presença de falhas e dobras na
crosta sugere que as rochas foram submetidas a forças que modificaram
seu estado original.
Âmbito dos Estudos
• A GEOLOGIA ESTRUTURAL estuda as deformações da crosta terrestre,
(porção envoltória do manto, acima da Descontinuidade de Mohovicic-
MOHO). Ocupa-se com as estruturas e a morfologia de sua formação. São
também objetos de seus estudos os mecanismos, os processos de
deformação e os produtos gerados.
• Os estudos estruturais focam os corpos rochosos de forma global: suas
estruturas (geometria e/ou morfologia), sua movimentação (cinemática) e
a origem desta movimentação (dinâmica).
• A Primeira Lei de Newton (“todo o corpo persiste em seu estado de
repouso ou de movimento uniforme, a menos que seja compelido a mudar
seu estado por uma força aplicada a ele” ) é bem representada por esse
escopo da ciência geológica, pois a grande presença de falhas e dobras na
crosta sugere que as rochas foram submetidas a forças que modificaram
seu estado original.
Perfil geral da Terra
Limite físico da crosta: descontinuidade de Moho
TIPOS DE ANÁLISES
• ANÁLISE GEOMÉTRICA
Parte descritiva ou qualitativa da geologia estrutural e implica no estudo
do tamanho, da forma e orientação das estruturas.
Esse tipo de análise envolve interpretação de imagens aéreas, modelos
digitais de relevo, interpretação de perfis geofísicos e estratigráficos,
observações e obtenção de atitudes estruturais de campo, análise da
deformação em laboratório, estudos petrográficos. Necessita-se levar em
conta a escala de trabalho.
Em grande parte do trabalho em laboratório (ou escritório) utiliza-se o
Estereograma Estrutural (stereonet), que se trata de ferramenta qualitativa
de fácil uso para a inserção de pontos e vetores em um sistema de
projeção de coordenadas tridimensionais.
• ANÁLISE GEOMÉTRICA
Parte descritiva ou qualitativa da geologia estrutural e implica no estudo
do tamanho, da forma e orientação das estruturas.
Esse tipo de análise envolve interpretação de imagens aéreas, modelos
digitais de relevo, interpretação de perfis geofísicos e estratigráficos,
observações e obtenção de atitudes estruturais de campo, análise da
deformação em laboratório, estudos petrográficos. Necessita-se levar em
conta a escala de trabalho.
Em grande parte do trabalho em laboratório (ou escritório) utiliza-se o
Estereograma Estrutural (stereonet), que se trata de ferramenta qualitativa
de fácil uso para a inserção de pontos e vetores em um sistema de
projeção de coordenadas tridimensionais.
O estudo dos movimentos que geram as diversas estruturas rochosas é
chamado de cinemática e o estudo das forças que causam o movimento é
chamado de dinâmica. A física e a matemática que envolve a Geologia
Estrutural são equacionadas para estudar a cinemática e a dinâmica
• ANÁLISE CINEMÁTICA: requer tratamento matemático. É a descrição
quantitativa do “caminho” que as rochas percorrem durante sua
deformação. Também descreve a posição relativa de dois pontos durante
a deformação rochosa que podem alterar sua posição pela translação
conjunta, rotação um ao redor do outro ou pela alteração da distância entre
si. Costuma-se chamar esta descrição de “mapeamento da deformação”.
• ANÁLISE DINÂMICA: interpreta as tensões (forças e pressões)
responsáveis pela formação das estruturas. É a mais interpretativa da
análise estrutural. Necessita o entendimento da geometria e da cinemática
das estruturas. Revela a magnitude relativa e a orientação absoluta das
tensões responsáveis pelas deformações e neste caso, inclui o estudo da
reação da rocha ao stress a que está submetida: ao stress (tensão)
aplicado há um strain (deformação) gerado.
O estudo dos movimentos que geram as diversas estruturas rochosas é
chamado de cinemática e o estudo das forças que causam o movimento é
chamado de dinâmica. A física e a matemática que envolve a Geologia
Estrutural são equacionadas para estudar a cinemática e a dinâmica
• ANÁLISE CINEMÁTICA: requer tratamento matemático. É a descrição
quantitativa do “caminho” que as rochas percorrem durante sua
deformação. Também descreve a posição relativa de dois pontos durante
a deformação rochosa que podem alterar sua posição pela translação
conjunta, rotação um ao redor do outro ou pela alteração da distância entre
si. Costuma-se chamar esta descrição de “mapeamento da deformação”.
• ANÁLISE DINÂMICA: interpreta as tensões (forças e pressões)
responsáveis pela formação das estruturas. É a mais interpretativa da
análise estrutural. Necessita o entendimento da geometria e da cinemática
das estruturas. Revela a magnitude relativa e a orientação absoluta das
tensões responsáveis pelas deformações e neste caso, inclui o estudo da
reação da rocha ao stress a que está submetida: ao stress (tensão)
aplicado há um strain (deformação) gerado.
Análise geométrica: estuda a deformação por meio das formas resultantes
da modificação das formas originais de estratos e/ou de maciços.
Foto: Mármores em
Apiaí (E. Salamuni)
Deformação de corpo de prova submetido a uma tensão(seta em
vermelho)
Deformação de um maciço submetido a uma tensão
Foto: embasamento
gnáissico-migmatítico -
PR (E. Salamuni)
OBSERVAÇÕES:
• O reconhecimento de uma estrutura é feita por meio de referências
geométricas primárias. A forma inicial, anterior à deformação, deve
ser reconhecível ou passível de interpretação.
Exemplos de referênciais: (a) estratificação das rochas sedimentares,
(b) estruturas sedimentares e/ou ígneas primárias e (c) fósseis.
• Dados a respeito da idade do corpo rochoso deformado são
importantes para estabelecer a sequência ou a idade relativa das
deformações impostas. A idade relativa pode ser reconhecida pela
estratigrafia e/ou pelo conteúdo paleontológico; a idade absoluta
pode ser conhecida pela geocronologia.
OBSERVAÇÕES:
• O reconhecimento de uma estrutura é feita por meio de referências
geométricas primárias. A forma inicial, anterior à deformação, deve
ser reconhecível ou passível de interpretação.
Exemplos de referênciais: (a) estratificação das rochas sedimentares,
(b) estruturas sedimentares e/ou ígneas primárias e (c) fósseis.
• Dados a respeito da idade do corpo rochoso deformado são
importantes para estabelecer a sequência ou a idade relativa das
deformações impostas. A idade relativa pode ser reconhecida pela
estratigrafia e/ou pelo conteúdo paleontológico; a idade absoluta
pode ser conhecida pela geocronologia.
Foto: sedimentos no
Domo de Monte
Alegre (E. Salamuni)
A idade relativa da deformação é mais recente do que a idade dos estratos,
que é dada pela relação estratigráfica do maciço rochoso
CONCEITOS E DEFINIÇÕES
Textura refere-se aos grãos componentes da rocha quanto à forma,
tamanho, o arranjo entre as unidades granulares (ou cristais) e suas
relações de contato.
Estrutura designa tanto os arranjos espaciais micro e macroscópico
dos cristais nas rochas quanto aos arranjos espaciais das unidades
rochosas.
• As “unidades” rochosas podem ser heterogêneas, já que a forma, o
volume, a atitude e as relações espaciais podem variar.
• As estruturas geológicas podem ser visualizadas em diferentes escalas
(desde um grão mineral, uma camada, um maciço rochoso, até um
continente).
• As estruturas podem ser geradas durante a formação da rocha e
posteriormente sofrerem modificações (deformações) por ação de
esforços, contínuos ou não.
Textura refere-se aos grãos componentes da rocha quanto à forma,
tamanho, o arranjo entre as unidades granulares (ou cristais) e suas
relações de contato.
Estrutura designa tanto os arranjos espaciais micro e macroscópico
dos cristais nas rochas quanto aos arranjos espaciais das unidades
rochosas.
• As “unidades” rochosas podem ser heterogêneas, já que a forma, o
volume, a atitude e as relações espaciais podem variar.
• As estruturas geológicas podem ser visualizadas em diferentes escalas
(desde um grão mineral, uma camada, um maciço rochoso, até um
continente).
• As estruturas podem ser geradas durante a formação da rocha e
posteriormente sofrerem modificações (deformações) por ação de
esforços, contínuos ou não.
Estrutura: arranjo espacial
Textura: arranjo geométrico entre os grãos
Estrutura: arranjo espacial
Fonte: Microtectonics
(Passchier, Trouw (1996)
Classificações Gerais das Estruturas
Quanto à origem
• Primárias: concomitantes à gênese da rocha (sedimentar – por ex.
estratificação cruzada - ou magmática – por ex. estrutura fluidal)
• Secundárias: posteriores à gênese da rocha.
Podem ser atectônicas ou adiastróficas (a maioria das estruturas
exógenas) ou tectônicas ou diastróficas (estruturas endógenas).
As tectônicas, por sua vez, são:
(a) coesivas ou contínuas, quando há mudança de forma, volume,
atitude e posição, sem perda de continuidade (dobras, xistosidades)
(b) disjuntivas ou disruptivas, quando há perda da continuidade
(falhas, juntas).
Quanto à origem
• Primárias: concomitantes à gênese da rocha (sedimentar – por ex.
estratificação cruzada - ou magmática – por ex. estrutura fluidal)
• Secundárias: posteriores à gênese da rocha.
Podem ser atectônicas ou adiastróficas (a maioria das estruturas
exógenas) ou tectônicas ou diastróficas (estruturas endógenas).
As tectônicas, por sua vez, são:
(a) coesivas ou contínuas, quando há mudança de forma, volume,
atitude e posição, sem perda de continuidade (dobras, xistosidades)
(b) disjuntivas ou disruptivas, quando há perda da continuidade
(falhas, juntas).
primárias (ou) secundárias
Dobras
(A) clivagem de crenulação discreta; (B) clivagem
de crenulação zonal em trama de variação de
camadas; (C) clivagem de crenulação em xisto
(Fonte: Gray, 1977a; modificado por C. Dal Ré
Carneiro, 1996)
Quanto à geometria:
• Planares: xistosidade, gnaissificação, falhas e acamamentos
• Lineares: eixos de dobras, interseções de estruturas planares
• Cilíndricas ou cônicas: formas especiais
Quanto à localização no corpo rochoso:
• Internas: circunscritas ao corpo.
• Externas: situadas fora do corpo, em sua superfície.
Quanto à geometria:
• Planares: xistosidade, gnaissificação, falhas e acamamentos
• Lineares: eixos de dobras, interseções de estruturas planares
• Cilíndricas ou cônicas: formas especiais
Quanto à localização no corpo rochoso:
• Internas: circunscritas ao corpo.
• Externas: situadas fora do corpo, em sua superfície.
OUTROS CONCEITOS
Penetratividade
Distribuição regular de uma estrutura qualquer por todo o maciço
rochoso, numa certa escala de observação. Utiliza-se também o termo
pervasidade
Se a distribuição não é regular, a estrutura é pouco penetrativa ou não-
penetrativa (linhas vermelhas) ou bastante penetrativas (linhas amarelas).
Foto: embasamento
gnáissico-migmatítico -
PR (E. Salamuni)
Foto: xisto do Grupo
Brusque- SC
Atitude, Direção, Mergulho
Atitude: orientação de um plano ou de uma linha no espaço. É composto
pela direção e mergulho.
(a)Direção: ângulo horizontal entre uma linha e uma coordenada
geográfica (Norte).
(b)Mergulho: inclinação de uma linha em relação ao plano horizontal.
Estrias de atrito - falha em mármores
da Pedreira Santo Olavo (Grupo
Açungui). Fotos E. Salamuni
Profundidade, Espessura
Profundidade: distância na vertical entre a superfície e um ponto
qualquer.
Espessura: distância tomada entre limites de camadas, de forma
perpendicular a estes limites.
ESTRUTURAS PRIMÁRIAS
Estruturas primárias de rochas sedimentares mais
comuns
(a) Acamamento plano-paralelo: estratificações planares paralelas
entre si
(b) Acamamento plano-cruzado: retrabalho de sedimentos em
ambientes de rios meandrantes
(c) Estratificações rítmicas: alternância de finas camadas, repetidas
sucessivamente
Estruturas primárias de rochas sedimentares mais
comuns
(a) Acamamento plano-paralelo: estratificações planares paralelas
entre si
(b) Acamamento plano-cruzado: retrabalho de sedimentos em
ambientes de rios meandrantes
(c) Estratificações rítmicas: alternância de finas camadas, repetidas
sucessivamente
(a) (b) (c)
Estruturas Domingos)
(d) Estrutura gradacional: variação granulométrica gradual, mais grossa
na base até a mais fina no topo
(e) Marcas de onda: simétricas (marca o topo da camada), assimétricas
(não permite a observação do topo da camada)
(f) Fendas de ressecamento: geralmente preenchidas com material
arenoso
Estruturas Domingos)
Estruturas onduladas
(Contesto. Foto:
Fabiana Domingos
(g) Estruturas convolutas: a camada de cima desliza sobre a camada
inferior que funciona como uma camada lubrificante
(h) Camadas basais: camadas arenosas penetram nas camadas
argilosas devido às pressões de suas camadas superiores
(i) Discordâncias: camadas inferiores apresentam tectonismo,
enquanto as mais jovens ocorrem intactas. A discordância pode
ser angular ou paralela
Outros exemplos
Marcas onduladas simétricasEstratificação plano-paralela
Marcas onduladas assimétricas
Discordância angular Discordância paralela
Estruturas convolutas
Estruturas primárias mais comuns das rochas
ígneas são formadas quando o magma está se
consolidando(a) Forma dos corpos
Tabulares (diques e sills), cilíndricos (chaminés vulcânicas),
circulares (intrusões graníticas e outros), irregulares (batólitos e
stocks)
(b) Relações de contatos
Contato abrupto (corpos próximos à crosta ou extravasantes);
contato gradacional (rocha ígnea que passa gradativamente às
características da rocha encaixante); contato concordante (sills);
Contato discordante (diques).
Estruturas primárias mais comuns das rochas
ígneas são formadas quando o magma está se
consolidando
(a) Forma dos corpos
Tabulares (diques e sills), cilíndricos (chaminés vulcânicas),
circulares (intrusões graníticas e outros), irregulares (batólitos e
stocks)
(b) Relações de contatos
Contato abrupto (corpos próximos à crosta ou extravasantes);
contato gradacional (rocha ígnea que passa gradativamente às
características da rocha encaixante); contato concordante (sills);
Contato discordante (diques).
(c) Estruturas Internas
• Fluidais: o fluxo laminar da massa ígnea determina orientação
planar dos minerais.
• Estruturas vesiculares: localizadas no topo de um derrame.
• Sistemas de fraturas atectônicas: sucessão de esforços internos ou
externos. Por ex., fraturas paralelas à estrutura fluidal ou motivadas
pelo resfriamento.
• Sistemas de fraturas marginais: ocorrem à margem do contato.
(c) Estruturas Internas
• Fluidais: o fluxo laminar da massa ígnea determina orientação
planar dos minerais.
• Estruturas vesiculares: localizadas no topo de um derrame.
• Sistemas de fraturas atectônicas: sucessão de esforços internos ou
externos. Por ex., fraturas paralelas à estrutura fluidal ou motivadas
pelo resfriamento.
• Sistemas de fraturas marginais: ocorrem à margem do contato.
A
B
C
(A) Fluxo de lava tipo pahoehoe, Kilauea (Hawaii); (B) fluxo lento de lava (Fotos
A e B: J.D. Griggs, USGS). (C) Dique de diabásio, intrusivo em gnaisses do
Terreno Paranaguá, Ilha do Mel - PR (Foto: E. Salamuni; (D) Derrame de lava
básica, Hawaii
D
Hidrofraturas geradas pela intrusão de rocha ígnea em estado fluidal
Estruturas primárias atectônicas
Ocorrem normalmente próximas à superfície do terreno.
(a) Compactação: arqueamento e compactação das camadas inferiores
devido ao peso isostático.
(b) Deslizamentos de terras: parecem falhas mas na realidade são erosão
das encostas por movimentos rotacionais.
(c) Creep: movimentos lentos do solo que tendem a arquear a encosta.
(d) Expansão de argilas: as argilas em estado plano tendem a dobrar-se
para aumentar sua superfície de contato e volume pela saturação de
água.
(d) Expansão de argilas: as argilas em estado plano tendem a dobrar-se
para aumentar sua superfície de contato e volume pela saturação de
água.
(e) Deslizamentos sub-aquáticos: “dobras” atectônicas e fraturas
atectônicas.
Estruturas primárias atectônicas
Ocorrem normalmente próximas à superfície do terreno.
(a) Compactação: arqueamento e compactação das camadas inferiores
devido ao peso isostático.
(b) Deslizamentos de terras: parecem falhas mas na realidade são erosão
das encostas por movimentos rotacionais.
(c) Creep: movimentos lentos do solo que tendem a arquear a encosta.
(d) Expansão de argilas: as argilas em estado plano tendem a dobrar-se
para aumentar sua superfície de contato e volume pela saturação de
água.
(d) Expansão de argilas: as argilas em estado plano tendem a dobrar-se
para aumentar sua superfície de contato e volume pela saturação de
água.
(e) Deslizamentos sub-aquáticos: “dobras” atectônicas e fraturas
atectônicas.
(f) Arrasto pelo gelo: os movimentos de geleiras podem arrastar e
dobrar uma camada em estado horizontal, fazendo com que esta
camada fique irregularmente dobrada. Também pode haver
cisalhamento em estado frio.
(g) Astroblemas, ou crateras geradas por impactos de meteoritos
Astroblema de Vargeão (SC)
Fontes: Alvaro Crósta (UNICAMP)
Barringer (Arizona)
Fonte: Google Earth
MOVIMENTOS GLOBAIS
• Eustasia  termo que designa as variações do nível do mar. Movimentos
eustáticos podem ser positivos (quando há transgressão marinha) ou
negativos (regressão marinha).
MOVIMENTO LOCAIS
• Isostasia  termo que explica que a
superfície do Planeta sempre tende ao
equilíbrio isostático, isto é, à
compensação das pressões: havendo
carga na região haverá subsidência,
havendo erosão haverá ascensão.
DEFORMAÇÃO DA CROSTA
CONTINENTAL / MORFOESTRUTURA
MOVIMENTOS GLOBAIS
• Eustasia  termo que designa as variações do nível do mar. Movimentos
eustáticos podem ser positivos (quando há transgressão marinha) ou
negativos (regressão marinha).
MOVIMENTO LOCAIS
• Isostasia  termo que explica que a
superfície do Planeta sempre tende ao
equilíbrio isostático, isto é, à
compensação das pressões: havendo
carga na região haverá subsidência,
havendo erosão haverá ascensão. Praias geradas devido a
movimento eustático
Modelos de compensação isostática
MOVIMENTOS
REGIONAIS
Epirogênese 
movimentos de
ascenção ou descenso
de grandes áreas da
crosta terrestre, de
modo lento. É um
reajustamento isostático
abrangente (extensas
regiões) sem afetar de
forma significativa
estruturas antigas.
MOVIMENTOS
REGIONAIS
Epirogênese 
movimentos de
ascenção ou descenso
de grandes áreas da
crosta terrestre, de
modo lento. É um
reajustamento isostático
abrangente (extensas
regiões) sem afetar de
forma significativa
estruturas antigas.
Orogênese  conjunto de fenômenos
que levam à formação de cadeias de
montanhas, produzidas pelo diastrofismo
(falhas e ou dobras) em zonas de
subducção.
Taxas atuais de subsidência e ascenção nos EUA
DEFORMAÇÃO DA CROSTA
Levantamento causado pela remoção de capa de gelo
Seção esquemática em áreas com domos e bacias
A B
Seção esquemática em áreas com domos e bacias
Ascenção e subsidência da crosta
Ascenção é causada por levantamento da pluma mantélica e
subsidência por extensão e resfriamento.
Origem Vulcânica
Sistemas de dobras:
vales e cristas
Anticlinal das Montanhas
de Zagros (Irã). Foto: J.T.
Daniels (NASA)
Tipos fundamentais de falhas: normais, inversas e transcorrentes
Expressão geomórfica das falhas
Falhas normais: blocos inclinados tipo dominó / abertura de bacias
Falhas inversas
Falhas normais:
blocos inclinados
Falha transcorrente (direita da figura)
gerando falha inversa (a esquerda)
Falha transcorrente atual na
Nova Zelândia
Detalhe da costa
do Chile / Placa
de Nazca
Direção de movimento é
mostrada pela seta.
Os locais de epicentros
de sismos com maior
intensidade estão
marcados pelas estrelas
Detalhe da costa
do Chile / Placa
de Nazca
Direção de movimento é
mostrada pela seta.
Os locais de epicentros
de sismos com maior
intensidade estão
marcados pelas estrelas
Fonte: Ruegg et al. (2009) Physics of The
Earth Planetay Interiors, 175
Falha transcorrente
Exemplos de falhas transformantes/transcorrentes
Falha de Santo André
Falha do rio
Jordão
...para
pensar até a
próxima
aula!
...para
pensar até a
próxima
aula!
ANEXO
PARÂMETROS EM GEOLOGIA ESTRUTURAL
CONSTANTES E FATORES DE CONVERSÃO
• Tal como nas ciências físicas em Geologia Estrutural são usados dados
fundamentais e símbolos para a representação das propriedades
físicas.
• Os dados numéricos dependem de circunstâncias, tais como
localização geológica e, assim, não são constantes físicas estritas.
• As tabelas consistem de listas de propriedades físicas que são
representadas por símbolos, que incluem letras do alfabeto grego. Os
dados numéricos e as propriedades do material formam uma
importante linguagem da Geologia Estrutural.
CONSTANTES E FATORES DE CONVERSÃO
• Tal como nas ciências físicas em Geologia Estrutural são usados dados
fundamentais e símbolos para a representação das propriedades
físicas.
• Os dados numéricos dependem de circunstâncias, tais como
localização geológica e, assim, não são constantes físicas estritas.
• As tabelas consistem de listas de propriedades físicas que são
representadas por símbolos, que incluem letras do alfabeto grego. Os
dados numéricos e as propriedadesdo material formam uma
importante linguagem da Geologia Estrutural.
TABELA DE SÍMBOLOS
Símbolo Nome Unidades
r densidade ML-3
s stress ML-1T-2
t stress cisalhante ML-1T-2
sn stress normal ML-1T-2
e strain adimensional [LL-1]
E Módulo de Young ML-1T-2
n Raio de Poisson adimensional
g Strain cisalhante (engenharia) adimensional
Pp poro-pressão ML-1T-2
f porosidade adimensional
T temperatura C°
q Fluxo de calor JL-2T-1
k Condutividade térmica JL-1T-1C°-1
z Profundidade L
TABELA DE SÍMBOLOS
Símbolo Nome Unidades
r densidade ML-3
s stress ML-1T-2
t stress cisalhante ML-1T-2
sn stress normal ML-1T-2
e strain adimensional [LL-1]
E Módulo de Young ML-1T-2
n Raio de Poisson adimensional
g Strain cisalhante (engenharia) adimensional
Pp poro-pressão ML-1T-2
f porosidade adimensional
T temperatura C°
q Fluxo de calor JL-2T-1
k Condutividade térmica JL-1T-1C°-1
z Profundidade L
TABELA DE DADOS NUMÉRICOS
Símbolo Nome Magnitude
g gravidade ao nível do mar 9.8 m/sec2
dm densidade média do manto 4.5 x 103 kg/m2 (4.5 g/cm2)
dquartzo densidade do quartzo 2.65 x 103 kg/m2 (2.65 g/cm2)
TABELA DE CONVENÇÕES
Nome Convenção
Stress principal s1 > s2 > s3
(Stress na crosta)
Stress horizontal máximo SH
Stress horizontal mínimo Sh
Stress vertical Sv
Stress normal compressional positivo
Stress normal distensional negativo
TABELA DE FATORES DE CONVERSÃO
Stress e pressão
1 atm = 14.5 psi = 1 bar = 106 dynes/cm2 = 105 N/m2 = 105 Pascals (Pa)
1 MPa = 10 bars = 106 N/m2
(obs: a pressão é aplicada em um fluido e o stress em corpos sólidos)
TABELA DE DADOS NUMÉRICOS
Símbolo Nome Magnitude
g gravidade ao nível do mar 9.8 m/sec2
dm densidade média do manto 4.5 x 103 kg/m2 (4.5 g/cm2)
dquartzo densidade do quartzo 2.65 x 103 kg/m2 (2.65 g/cm2)
TABELA DE CONVENÇÕES
Nome Convenção
Stress principal s1 > s2 > s3
(Stress na crosta)
Stress horizontal máximo SH
Stress horizontal mínimo Sh
Stress vertical Sv
Stress normal compressional positivo
Stress normal distensional negativo
TABELA DE FATORES DE CONVERSÃO
Stress e pressão
1 atm = 14.5 psi = 1 bar = 106 dynes/cm2 = 105 N/m2 = 105 Pascals (Pa)
1 MPa = 10 bars = 106 N/m2
(obs: a pressão é aplicada em um fluido e o stress em corpos sólidos)
TABELA DE DEFINIÇÕES
Nome Definição
Uma componente do stress principal sii ou si
Alguma componente do stress sij
Stress diferencial sd = s1 - s3
Stress de cisalhamento máximo
Stress litostático SH = Sh = Sv
Pressão hidrostática Pp = Pp = Pp
Stress significativo
Stress deviatório (3 componentes) sm - s1, sm - s2, sm - s3
Stress efetivo si - Pp
TABELA DE EQUAÇÕES
Pp = rH2Ogz Sv = rrockgz ; if rrock = 2.5 x 103 kg/m3, g = 9.8 m/sec2, z = 103 m;
então Sv = 2.5 x 105 kg/m-sec2 = 25 MPa/km
• O gradiente geotérmico (dT/dz  T=Temperatura e z=profundidade) na crosta é cerca de
20°C/km. O gradiente pode variar de 10°C/km a 40°C/km em um terreno glaucofana-
xisto. O baixo gradiente geotérmico pode ocorrer nas vizinhanças de rocha cristalina com
cavalgamentos onde a crosta fria é rebaixada. Altos gradientes ocorrem em regiões de
intrusão magmática. Fluxos de calor (q) na superfície é uma indicação de gradiente
geotérmico contanto que condutividade térmica (K) da crosta seja baixa q = K(dT/dz).
TABELA DE DEFINIÇÕES
Nome Definição
Uma componente do stress principal sii ou si
Alguma componente do stress sij
Stress diferencial sd = s1 - s3
Stress de cisalhamento máximo
Stress litostático SH = Sh = Sv
Pressão hidrostática Pp = Pp = Pp
Stress significativo
Stress deviatório (3 componentes) sm - s1, sm - s2, sm - s3
Stress efetivo si - Pp
TABELA DE EQUAÇÕES
Pp = rH2Ogz Sv = rrockgz ; if rrock = 2.5 x 103 kg/m3, g = 9.8 m/sec2, z = 103 m;
então Sv = 2.5 x 105 kg/m-sec2 = 25 MPa/km
• O gradiente geotérmico (dT/dz  T=Temperatura e z=profundidade) na crosta é cerca de
20°C/km. O gradiente pode variar de 10°C/km a 40°C/km em um terreno glaucofana-
xisto. O baixo gradiente geotérmico pode ocorrer nas vizinhanças de rocha cristalina com
cavalgamentos onde a crosta fria é rebaixada. Altos gradientes ocorrem em regiões de
intrusão magmática. Fluxos de calor (q) na superfície é uma indicação de gradiente
geotérmico contanto que condutividade térmica (K) da crosta seja baixa q = K(dT/dz).
GEOLOGIA ESTRUTURAL
Aula 2
Análise da Tensão (stress)
Análise da Deformação (strain)
Aula 2
Análise da Tensão (stress)
Análise da Deformação (strain)
Prof. Eduardo Salamuni
(Arte: Acadêmica Marcela Fregatto)
ANÁLISE DA TENSÃO E DA
DEFORMAÇÃO (COMPORTAMENTO
MECÂNICO DAS ROCHAS)
• O estado de tensão propicia deformação/movimentação
(cinemática) e resulta na forma final (geometria) da rocha.
• Força ou tração: agente responsável pelos movimentos das rochas
submetendo-as a solicitações diversas. Caso a solicitação seja
tangencial ocorre o cisalhamento, que pode ser subdividido em
componente normal (n) e componente de cisalhamento (s).
A intensidade da força (ou tração) depende da área da superfície
por onde é distribuída.
• O estado de tensão propicia deformação/movimentação
(cinemática) e resulta na forma final (geometria) da rocha.
• Força ou tração: agente responsável pelos movimentos das rochas
submetendo-as a solicitações diversas. Caso a solicitação seja
tangencial ocorre o cisalhamento, que pode ser subdividido em
componente normal (n) e componente de cisalhamento (s).
A intensidade da força (ou tração) depende da área da superfície
por onde é distribuída.
CONCEITOS
STRESS E STRAIN
• Stress significa “tensão“ ou “esforço”. A tensão é a força/área
(N/m2) necessária para produzir deformação (strain).
 Strain significa “deformação". É uma grandeza escalar medida somente
pelo comprimento.
Vetor é um quantitativo que possui magnitude e direção. Tensor é um
quantitativo usado para descrever a propriedade física de um material.
Tanto o stress quanto o strain são materializados por elipsóides
utilizados para representação espacial da tensão e da deformação, cujos
eixos são inversamente proporcionais.
Tensão x Deformação (Profundidade)
• Um corpo rochoso está submetido a dois esforços, o litostático (similar
à força da gravidade) e o tectônico. Ambos podem ser representados
por elipsóides de tensão.
STRESS E STRAIN
• Stress significa “tensão“ ou “esforço”. A tensão é a força/área
(N/m2) necessária para produzir deformação (strain).
 Strain significa “deformação". É uma grandeza escalar medida somente
pelo comprimento.
Vetor é um quantitativo que possui magnitude e direção. Tensor é um
quantitativo usado para descrever a propriedade física de um material.
Tanto o stress quanto o strain são materializados por elipsóides
utilizados para representação espacial da tensão e da deformação, cujos
eixos são inversamente proporcionais.
Tensão x Deformação (Profundidade)
• Um corpo rochoso está submetido a dois esforços, o litostático (similar
à força da gravidade) e o tectônico. Ambos podem ser representados
por elipsóides de tensão.
ELIPSÓIDES
Elipsóide de tensão (stress)
Em geral no interior de um grande corpo geológico, a orientação do
stress varia de lugar para lugar, dependendo de vários fatores
(espessura da crosta, reologia do material, natureza de estruturas
pretéritas, existência de descontinuidades). Essa variação é conhecida
como campo de tensão, que pode ser representado e analisado pelo
digrama da trajetória de stress.
Nestes diagramas as linhas mostram a contínua variação na
orientação do stress principal, considerando que 1 (Smax) sempre
é perpendicular a 3 (Smin).
Assim, em cada ponto do objeto geológico o campo de tensão é
representado por um sistema de eixos nominados pela letra (grega)
"“, onde 1 > 2 > 3 (ordem decrescente de tensão).
Elipsóide de tensão (stress)
Em geral no interior de um grande corpo geológico, a orientação do
stress varia de lugar para lugar, dependendo de vários fatores
(espessura da crosta, reologia do material, natureza de estruturas
pretéritas, existência de descontinuidades). Essa variação é conhecida
como campo de tensão, quepode ser representado e analisado pelo
digrama da trajetória de stress.
Nestes diagramas as linhas mostram a contínua variação na
orientação do stress principal, considerando que 1 (Smax) sempre
é perpendicular a 3 (Smin).
Assim, em cada ponto do objeto geológico o campo de tensão é
representado por um sistema de eixos nominados pela letra (grega)
"“, onde 1 > 2 > 3 (ordem decrescente de tensão).
O campo de tensão é
caracterizado pelos eixos σ1,
σ2 e σ3, cuja representação
gráfica é o elipsóide de
tensão.
(lembrete: é um campo físico,
portanto não representa um
objeto concreto)
O campo de tensão é
caracterizado pelos eixos σ1,
σ2 e σ3, cuja representação
gráfica é o elipsóide de
tensão.
(lembrete: é um campo físico,
portanto não representa um
objeto concreto)
Elipsóide de deformação (strain)
Eixos de deformação são representados pelas letras “x","y","z“,
cuja relação é x>y>z, ou seja, mostra ordem decrescente de
deformação.
O elipsóide de tensão é inversamente proporcional ao elipsóide de
deformação. Numa comparação aproximada:
1Z /2Y /3X
Os eixos dos elipsóides variam de acordo com o stress aplicado na
superfície rochosa. Desta forma os eixos podem sofrer,
(a) estiramento/encurtamento/encurtamento
(b) estiramento/encurtamento/estiramento
(c) encurtamento/estiramento/estiramento
Elipsóide de deformação (strain)
Eixos de deformação são representados pelas letras “x","y","z“,
cuja relação é x>y>z, ou seja, mostra ordem decrescente de
deformação.
O elipsóide de tensão é inversamente proporcional ao elipsóide de
deformação. Numa comparação aproximada:
1Z /2Y /3X
Os eixos dos elipsóides variam de acordo com o stress aplicado na
superfície rochosa. Desta forma os eixos podem sofrer,
(a) estiramento/encurtamento/encurtamento
(b) estiramento/encurtamento/estiramento
(c) encurtamento/estiramento/estiramento
O campo de deformação é caracterizado pelos eixos X,Y,Z
cuja representação gráfica é o elipsóide de deformação.
(lembrete: representa um objeto físico concreto, por exemplo
um grão de quartzo estirado em um xisto)
Comparação entre os elipsóides e de
tensão e de deformação.
REOLOGIA
Conceitos
•Reologia estuda o comportamento físico das rochas, mediante a
aplicação de forças e tensões (stress).
As propriedades mecânicas da rocha refletem aspectos das forças e
dos movimentos que os corpos experimentaram. As rochas possuem
propriedades elásticas e plásticas concomitantes.
Xisto do Complexo Setuva,
Vale do Ribeira – PR.
Foto: E. Salamuni
Métodos de estudo
 Dinâmico: investiga a natureza e os tipos de tensões aplicadas
durante a deformação.
 Cinemático: as relações geométricas e de simetria em relação a um
plano de movimento são estabelecidas na análise da trama rochosa.
 Analítico: ensaios laboratoriais teóricos de resistência de materiais,
similares àqueles aplicados em metais, cerâmica e concreto.
• Modelos Reduzidos: teste de deformação em modelos, com o
objetivo de se descobrir as tensões regionais envolvidas.
Métodos de estudo
 Dinâmico: investiga a natureza e os tipos de tensões aplicadas
durante a deformação.
 Cinemático: as relações geométricas e de simetria em relação a um
plano de movimento são estabelecidas na análise da trama rochosa.
 Analítico: ensaios laboratoriais teóricos de resistência de materiais,
similares àqueles aplicados em metais, cerâmica e concreto.
• Modelos Reduzidos: teste de deformação em modelos, com o
objetivo de se descobrir as tensões regionais envolvidas.
Situação da deformação Rocha com heterogeneidades iniciais.
Aspectos mecânicos significativos
(mineralogia, foliações, limites de
grãos, ...)Condições que
influenciam
(temperatura e pressão)
Forças agindo
fora e dentro
do corpo
Sistema de
Stress
Intervalo de
tempo
Propriedades
mecânicas
A resposta da rocha à uma dada deformação
Corpo de rocha
distorcido com novas
heterogeneidades
Modificação da estrutura ou “fabric”
Taxa de deformação
(movimentos relativos entre as partes)
Incremento da deformação:
novas posições das partes um função do
strain, delocamentos e rotação que varia
de ponto a ponto
Tipos de fraturas desenvolvidas durante
experimentos em rocha em estado rúptil
(a) Fratura
de tensão
(b) Fratura
de extensão (c) Fraturas conjugadas
Evolução da
deformação de acordo
com:
(a) propriedades
reológicas da rocha
(b) aumento
gradativo do esforço
(stress).
(Hobbs, Means e
Williams, 1976)
Evolução da
deformação de acordo
com:
(a) propriedades
reológicas da rocha
(b) aumento
gradativo do esforço
(stress).
(Hobbs, Means e
Williams, 1976)
Gráfico Tensão x Deformação
• Uma rocha apresenta variação de sua deformação em função dos
fatores intrínsecos e extrínsecos podendo posicionar-se de maneira
variável no gráfico TENSÃO x DEFORMAÇÃO.
• No gráfico são demonstrados os campos referentes à deformação
elástica, limite da elasticidade, deformação plástica e o ponto
de ruptura.
• A curva de deformação é consequência das mudanças dos
mecanismos da deformação ativadas em escala cristalina.
Gráfico Tensão x Deformação
• Uma rocha apresenta variação de sua deformação em função dos
fatores intrínsecos e extrínsecos podendo posicionar-se de maneira
variável no gráfico TENSÃO x DEFORMAÇÃO.
• No gráfico são demonstrados os campos referentes à deformação
elástica, limite da elasticidade, deformação plástica e o ponto
de ruptura.
• A curva de deformação é consequência das mudanças dos
mecanismos da deformação ativadas em escala cristalina.
Gnaisse do Terreno
Paranaguá, Ilha do Mel
(PR). Foto: E. Salamuni
Gráfico TENSÃO x DEFORMAÇÃO: mostra de maneira
genérica os limites reológicos teóricos de uma rocha
Fatores reológicos extrínsecos
(a) Pressão confinante: materiais rígidos tornam-se mais dúcteis, quando
a pressão confinante (PC) é maior.
Os limites de elasticidade, resistência e esforço máximo se elevam com o
aumento da PC: à maiores profundidades maiores esforços são necessários
para produzir a mesma deformação.
(b) Temperatura: facilita a deformação, tornando os materiais mais dúcteis,
principalmente quando a pressão confinante e a temperatura somam seus
efeitos.
O limite da resistência, o esforço máximo e o limite de elasticidade, diminuem
com o aumento de temperatura: a mesma deformação é causada por
esforços, tanto menores, quanto maior for a temperatura, que age
inversamente em relação à pressão confinante.
(c) Tempo de Aplicação do Esforço: se faz lentamente e com pausas -
fenômeno comum na natureza – por meio de acréscimos infinitesimais.
Quanto maior o tempo de aplicação do esforço mais dúctil será a
deformação.
Fatores reológicos extrínsecos
(a) Pressão confinante: materiais rígidos tornam-se mais dúcteis, quando
a pressão confinante (PC) é maior.
Os limites de elasticidade, resistência e esforço máximo se elevam com o
aumento da PC: à maiores profundidades maiores esforços são necessários
para produzir a mesma deformação.
(b) Temperatura: facilita a deformação, tornando os materiais mais dúcteis,
principalmente quando a pressão confinante e a temperatura somam seus
efeitos.
O limite da resistência, o esforço máximo e o limite de elasticidade, diminuem
com o aumento de temperatura: a mesma deformação é causada por
esforços, tanto menores, quanto maior for a temperatura, que age
inversamente em relação à pressão confinante.
(c) Tempo de Aplicação do Esforço: se faz lentamente e com pausas -
fenômeno comum na natureza – por meio de acréscimos infinitesimais.
Quanto maior o tempo de aplicação do esforço mais dúctil será a
deformação.
a) Materiais friáveis tornam-se dúcteis;
b) Aumenta o limite de elasticidade, limite de
resistência máximo;
c) Aumenta o ângulo de cisalhamentos com o
eixo do corpo de prova.
a) Facilita a deformação;
b) Diminui o limite de resistência, o esforço
máximo e o limite de elasticidade.
a) Materiais friáveis tornam-se dúcteis;
b) Aumenta o limite de elasticidade, limite de
resistência máximo;
c) Aumenta o ângulo de cisalhamentos com o
eixo do corpo de prova.
a)Facilita a deformação;
b) Diminui o limite de resistência, o esforço
máximo e o limite de elasticidade.
Deformação sob pressão confinante e temperatura variável
Fonte: Decifrando a Terra
Domínios de deformação em
função da pressão
hidrostática / litostática e
temperatura.
As linhas BP – AT
representam o
comportamento esperado em
regimes de alto e baixo
gradientes térmicos,
respectivamente.
AP = alta pressão
BP = baixa pressão
AT = alta temperatura
BP = baixa temperatura
Domínios de deformação em
função da pressão
hidrostática / litostática e
temperatura.
As linhas BP – AT
representam o
comportamento esperado em
regimes de alto e baixo
gradientes térmicos,
respectivamente.
AP = alta pressão
BP = baixa pressão
AT = alta temperatura
BP = baixa temperatura
Fonte: Decifrando a Terra
Deformação sob condições de velocidade e deformação variáveis
Fonte: Decifrando a Terra
Fatores reológicos intrínsecos
(d) Presença de Fluidos: o limite de plasticidade, o limite de
resistência e o esforço máximo, diminuem com a presença das soluções
(uma mesma deformação exige esforços menores se a rocha portar
soluções).
(e) Anisotropia Estrutural: corpos de provas, cortados paralela ou
perpendicularmente à xistosidade, mostram comportamentos diferentes
(a orientação da anisotropia estrutural influi na deformação).
(f) Heterogeneidade litológica: devido à diferenças reológicas
entre materiais, as rochas podem apresentar, em um mesmo evento de
deformação, estruturas diferenciadas, principalmente quando há porções
competentes e incompetentes.
Willis (1932) introduziu o conceito de competência: rochas incompetentes são aquelas que
se deformam sem se romperem e transmitem os esforços por distâncias maiores em função
da ductibilidade; rochas competentes são relacionadas à deformação rúptil e fraturam com
mais facilidade. Neste caso os esforços se propagam em curto alcance.
Fatores reológicos intrínsecos
(d) Presença de Fluidos: o limite de plasticidade, o limite de
resistência e o esforço máximo, diminuem com a presença das soluções
(uma mesma deformação exige esforços menores se a rocha portar
soluções).
(e) Anisotropia Estrutural: corpos de provas, cortados paralela ou
perpendicularmente à xistosidade, mostram comportamentos diferentes
(a orientação da anisotropia estrutural influi na deformação).
(f) Heterogeneidade litológica: devido à diferenças reológicas
entre materiais, as rochas podem apresentar, em um mesmo evento de
deformação, estruturas diferenciadas, principalmente quando há porções
competentes e incompetentes.
Willis (1932) introduziu o conceito de competência: rochas incompetentes são aquelas que
se deformam sem se romperem e transmitem os esforços por distâncias maiores em função
da ductibilidade; rochas competentes são relacionadas à deformação rúptil e fraturam com
mais facilidade. Neste caso os esforços se propagam em curto alcance.
CIRCULO DE MOHR
Diagrama ou círculo de Mohr
O círculo de Mohr é um método gráfico desenvolvido por Christian Otto
Mohr que permite a representação do estado de tensões num ponto.
É uma representação cartesiana da tensão (), decomposta em grandezas
vetoriais a partir de um corpo rochoso qualquer submetido à tensão.
Trata-se de técnica gráfica que mostra o estado de stress de diferentes
planos em um mesmo campo de tensão. As tensões (n normal e s
cisalhante) são marcadas em um plano como pontos simples, sendo n
medido no eixo horizontal e s na vertical.
Valores de n e s
F= .A
n = 1/2 ( 1+ 3 ) + 1/2 ( 1 - 3 ) . cos 2
s = 1/2 ( 1 - 3 ) . sen 2
F = Força máxima aplicada pela pressão
A = Área do plano arbitrado para o estudo
 = Ângulo entre o plano arbitrado em relação á direção de Fz
 = Tensão total
Diagrama ou círculo de Mohr
O círculo de Mohr é um método gráfico desenvolvido por Christian Otto
Mohr que permite a representação do estado de tensões num ponto.
É uma representação cartesiana da tensão (), decomposta em grandezas
vetoriais a partir de um corpo rochoso qualquer submetido à tensão.
Trata-se de técnica gráfica que mostra o estado de stress de diferentes
planos em um mesmo campo de tensão. As tensões (n normal e s
cisalhante) são marcadas em um plano como pontos simples, sendo n
medido no eixo horizontal e s na vertical.
Valores de n e s
F= .A
n = 1/2 ( 1+ 3 ) + 1/2 ( 1 - 3 ) . cos 2
s = 1/2 ( 1 - 3 ) . sen 2
F = Força máxima aplicada pela pressão
A = Área do plano arbitrado para o estudo
 = Ângulo entre o plano arbitrado em relação á direção de Fz
 = Tensão total
Fonte: www.geosurvey.state.co.org
Exemplos de falhas normais que podem ser estudadas à luz
do Círculo de Mohr. Fonte: www.gsabulletin.gsapubs.org
Modelo de falha (ou fratura) de Anderson
(modelo andersoniano)
Componentes da TRAÇÃO Componentes da FORÇA
• Visualmente o Círculo de Mohr indica que todos os estados de tensão
possíveis no ponto P (ao longo de planos ou seções com inclinações
quaisquer) estão sobre uma circunferência de raio R e centro σ
medida no plano σ - T.
• As tensões principais podem ser obtidas da representação gráfica do
círculo de Mohr como sendo os pontos extremos da circunferência
sobre o eixo das tensões normais, sendo calculadas como o centro +/-
o raio.
• As tensões tangenciais máximas podem ser calculadas como +/- o raio
do círculo de Mohr correspondente.
• Visualmente o Círculo de Mohr indica que todos os estados de tensão
possíveis no ponto P (ao longo de planos ou seções com inclinações
quaisquer) estão sobre uma circunferência de raio R e centro σ
medida no plano σ - T.
• As tensões principais podem ser obtidas da representação gráfica do
círculo de Mohr como sendo os pontos extremos da circunferência
sobre o eixo das tensões normais, sendo calculadas como o centro +/-
o raio.
• As tensões tangenciais máximas podem ser calculadas como +/- o raio
do círculo de Mohr correspondente.
Diagrama ou círculo de Mohr. O ponto (P) representa um
plano qualquer, orientado a um ângulo (θ) em relação a (σ3)
Envelope ou Envoltória de Mohr
Exemplo de aplicação
GEOLOGIA ESTRUTURAL
Aula 3
Regimes e Processos de
Deformação
Prof. Eduardo Salamuni
(Arte: Acadêmica Marcela Fregatto)
Aula 3
Regimes e Processos de
Deformação
Prof. Eduardo Salamuni
(Arte: Acadêmica Marcela Fregatto)
REGIMES E PROCESSOS DE
DEFORMAÇÃO
CONCEITOS GERAIS
• As mudanças mecânicas nos maciços rochosos são decorrentes dos
movimentos tectônicos, impostos por forças originadas no manto e
no interior da crosta terrestre (ou endógenas).
• As rochas estão sujeitas a mudanças de um estado inicial para um
final. Esta passagem, denominada deformação, é observada em dois
momentos:
(a) Deformação finita: estado final da rocha após a deformação,
configurando modificações impostas por eventos sucessivos de
deformação.
(b) Deformação progressiva: trajetória que o objeto geológico –
ou parte dele - percorre desde o estado original até o estado final.
CONCEITOS GERAIS
• As mudanças mecânicas nos maciços rochosos são decorrentes dos
movimentos tectônicos, impostos por forças originadas no manto e
no interior da crosta terrestre (ou endógenas).
• As rochas estão sujeitas a mudanças de um estado inicial para um
final. Esta passagem, denominada deformação, é observada em dois
momentos:
(a) Deformação finita: estado final da rocha após a deformação,
configurando modificações impostas por eventos sucessivos de
deformação.
(b) Deformação progressiva: trajetória que o objeto geológico –
ou parte dele - percorre desde o estado original até o estado final.
Caminho da deformação
(strain):
deformação progressiva
incremental (infinitesimal)
até a deformação finita.
As trajetórias de
deformação envolvem
etapas sucessivas ou pulsos
de atividade.
Caminho da deformação
(strain):
deformação progressiva
incremental (infinitesimal)
até a deformação finita.
As trajetórias de
deformação envolvem
etapas sucessivas ou pulsos
de atividade.
Fonte: Passchier e Trouw (2005)
Incremento da deformação: ocorre em momentosinfinetesimais
que, somados, podem representar longo tempo da evolução
geológica.
Algumas possibilidades desde o estado inicial até o estado final
inicial final
• caminho superior: encurtamento na vertical
• caminho inferior: encurtamento na horizontal inicial e posterior
encurtamento na vertical.
A deformação envolve uma ou mais transformações físicas nas
rochas, tais como:
•Distorção: mudança de forma.
•Rotação: mudança de atitude
•Translação: mudança de posição.
•Dilatação: mudança de volume (positiva ou negativa).
A deformação envolve uma ou mais transformações físicas nas
rochas, tais como:
•Distorção: mudança de forma.
•Rotação: mudança de atitude
•Translação: mudança de posição.
•Dilatação: mudança de volume (positiva ou negativa).
DISTORÇÃO
mudança de forma
TRANSLAÇÃO
mudança de posição
ROTAÇÃO
mudança de atitude
MECANISMOS DE DEFORMAÇÃO
• Os minerais possuem propriedades mecânicas diferenciadas, refletindo
um comportamento diferenciado: rúptil, dúctil ou um estado
intermediário (dúctil-rúptil ou rúptil-dúctil).
• A deformação inicial se processa em nível cristalino e se propaga por
toda a rocha, de maneira homogênea ou heterogênea.
• Há quatro mecanismos de deformação principais
Microcataclase: fragmentação dos grãos minerais, a partir de
microfissuras.
Deslizamentos intracristalinos: deslocamentos ao longo de planos
reticulares que geram defeitos cristalinos, manifestados, por exemplo,
por meio de distorções e geminação.
Deslizamentos intergranulares: ocorrem ao longo das superfícies de
contato entre os grãos. Representam acomodações entre grãos.
Fluxo por difusão: envolve transferência de elementos através dos grãos
(fusão sólida).
• Os minerais possuem propriedades mecânicas diferenciadas, refletindo
um comportamento diferenciado: rúptil, dúctil ou um estado
intermediário (dúctil-rúptil ou rúptil-dúctil).
• A deformação inicial se processa em nível cristalino e se propaga por
toda a rocha, de maneira homogênea ou heterogênea.
• Há quatro mecanismos de deformação principais
Microcataclase: fragmentação dos grãos minerais, a partir de
microfissuras.
Deslizamentos intracristalinos: deslocamentos ao longo de planos
reticulares que geram defeitos cristalinos, manifestados, por exemplo,
por meio de distorções e geminação.
Deslizamentos intergranulares: ocorrem ao longo das superfícies de
contato entre os grãos. Representam acomodações entre grãos.
Fluxo por difusão: envolve transferência de elementos através dos grãos
(fusão sólida).
Deslizamento intracristalino
provocado por stress em escala de retículo do cristal
Fonte: adaptado de Passchier e Trouw (1996)
Stress em nível cristalino
Exemplo do quartzo
Fonte: Passchier e Trouw (1996)
Deslizamento intergranular
Fonte: Passchier e Trouw (1996)
Microcataclase
Fonte: Passchier e Trouw (1996)
Fluxo por difusão,
observado a partir de seções
de rochas (lâminas delgadas).
Os minerais apresentam
bordas irregulares, difusas
e/ou interdigitadas
(intercrescimento gráfico, por
exemplo) .
Fluxo por difusão,
observado a partir de seções
de rochas (lâminas delgadas).
Os minerais apresentam
bordas irregulares, difusas
e/ou interdigitadas
(intercrescimento gráfico, por
exemplo) .
Fonte: Passchier e Trouw (1996)
PROCESSOS E COMPORTAMENTOS DA
DEFORMAÇÃO
• A deformação pode ser instantânea como
ocorre em evento sísmicos, ou então o
processo se dá por meio de incrementos
infinitesimais, gerando uma deformação
progressiva.
• A deformação pode ser homogênea
(uniforme) ou heterogênea (não
uniforme)
• A deformação pode ser instantânea como
ocorre em evento sísmicos, ou então o
processo se dá por meio de incrementos
infinitesimais, gerando uma deformação
progressiva.
• A deformação pode ser homogênea
(uniforme) ou heterogênea (não
uniforme)
Deformação Homogênea Deformação Heterogênea
Fonte: modificado de Hobbs, Means, Williams (1976)
• Deformação homogênea: elementos originalmente paralelos
(planos e linhas) se mantêm paralelos durante todo o processo
deformacional (característica típica de translação).
• Pode ser representada no espaço pelo elipsóide de deformação,
resultante de deformação de uma esfera imaginária inicial, composta
por um sistema triortogonal de eixos cinemáticos:
X = eixo de estiramento máximo
Y = eixo intermediário;
Z = eixo de encurtamento máximo
• Deformação homogênea: elementos originalmente paralelos
(planos e linhas) se mantêm paralelos durante todo o processo
deformacional (característica típica de translação).
• Pode ser representada no espaço pelo elipsóide de deformação,
resultante de deformação de uma esfera imaginária inicial, composta
por um sistema triortogonal de eixos cinemáticos:
X = eixo de estiramento máximo
Y = eixo intermediário;
Z = eixo de encurtamento máximo
• Deformação heterogênea: o paralelismo não é mantido e a
deformação varia de ponto a ponto.
• Na natureza quase a totalidade dos casos de deformação é
heterogênea. Como a análise estrutural nesse contexto é complexa,
procura-se subdividir o objeto de tal forma que cada fração ou
porção do maciço rochoso possa ser analisada do ponto de vista da
deformação homogênea.
Tanto a deformação homogênea quanto a heterogênea podem sofrer
processos de deformação diferenciados, representados por
deformações não-rotacionais (coaxiais) ou rotacionais (não-coaxiais).
Ambas envolvem o conceito de cisalhamento: em geologia estrutural
o primeiro é chamado de cisalhamento puro e o segundo de
cisalhamento simples.
Deformação coaxial (ou cisalhamento puro ou
deformação não-rotacional)
Estes termos são sinônimos entre si e caracterizam processos de
deformação que provocam movimentos no mesmo eixo de
incidência (coaxial), porém com sentidos opostos.
Na deformação coaxial ocorrem os seguintes
tipos de comportamento:
(a) Comportamento rúptil
Quando são geradas fraturas de tensão ou
partição (T) e fraturas de cisalhamento (que
podem caracterizar um par conjugado C e C').
As fraturas T e C formam ângulos  teóricos da
ordem de 300 entre si.
C
’
C
T
30
ºT
Na deformação coaxial ocorrem os seguintes
tipos de comportamento:
(a) Comportamento rúptil
Quando são geradas fraturas de tensão ou
partição (T) e fraturas de cisalhamento (que
podem caracterizar um par conjugado C e C').
As fraturas T e C formam ângulos  teóricos da
ordem de 300 entre si.
Esse é o princípio do
modelo de fraturas de
Anderson, que é o modelo
mais simples, mas é a base
da maioria dos outros
modelos (Riedel, Moddy e
Hill, Wilcox)
Fonte: Ricardo Teixeira (2001)
(b) Comportamento dúctil homogêneo
Há achatamento paralelo a Z (1) e escoamento plástico ou
estiramento na direção X (3). Na direção de Y (2) poderá haver
estiramento ou encurtamento.
Esta deformação é chamada também de achatamento (flattening).
(c) Comportamento dúctil heterogêneo (ou não-
homogêneo)
Há escoamento de algumas porções que fluem mais que outras. Na
deformação heteregênea o estiramento pode resultar em boudinage
enquanto o encurtamento pode resultar em ondulação.
(b) Comportamento dúctil homogêneo
Há achatamento paralelo a Z (1) e escoamento plástico ou
estiramento na direção X (3). Na direção de Y (2) poderá haver
estiramento ou encurtamento.
Esta deformação é chamada também de achatamento (flattening).
(c) Comportamento dúctil heterogêneo (ou não-
homogêneo)
Há escoamento de algumas porções que fluem mais que outras. Na
deformação heteregênea o estiramento pode resultar em boudinage
enquanto o encurtamento pode resultar em ondulação.
Deformação não-coaxial (ou cisalhamento simples )
• Estes termos igualmente são sinônimos entre si e significam que a
deformação provoca movimento rotacional no corpo.
• Há movimento em porções diferentes (não-coaxial) e com sentidos
opostos. Este tipo de deformação envolve rotação desde a escala
mineralógica até a escala de maciço rochoso.
Da mesma forma que na deformação coaxial a deformação não-coaxial
mostra os seguintes comportamentos:
(a) Comportamento rúptil
As descontinuidadesque se desenvolvem encontram-se em modelo de
fratura denominado de Modelo de Riedel (Riedel shear): ocorrem as
seguintes estruturas:
- fratura de tensão (ou partição) T: fratura de extensão ou distensão
- fratura de cisalhamento de RIEDEL (sintética ou R)
- fratura de cisalhamento conjugada de RIEDEL (antitética ou R')
- fratura de cisalhamento P (sintética secundária)
- fratura de cisalhamento X (sintética secundária)
- fratura de cisalhamento Y ou D, que se forma paralelamente ao
binário em casos extremos
Da mesma forma que na deformação coaxial a deformação não-coaxial
mostra os seguintes comportamentos:
(a) Comportamento rúptil
As descontinuidades que se desenvolvem encontram-se em modelo de
fratura denominado de Modelo de Riedel (Riedel shear): ocorrem as
seguintes estruturas:
- fratura de tensão (ou partição) T: fratura de extensão ou distensão
- fratura de cisalhamento de RIEDEL (sintética ou R)
- fratura de cisalhamento conjugada de RIEDEL (antitética ou R')
- fratura de cisalhamento P (sintética secundária)
- fratura de cisalhamento X (sintética secundária)
- fratura de cisalhamento Y ou D, que se forma paralelamente ao
binário em casos extremos
T = fraturas de tensão
R = cisalhamento de Riedel
P = cisalhamento P
Y = cisalhamento Y
R’ = cisalhamento conjugado de Riedel
a
Falha neotectônica na Nova Zelândia. Zona de falha, com fraturas
escalonadas (Foto: internet domínio público)
tensão
Shmax
Interpretação: conjugadas Riedel, mostrando zona de falha dextrógira, que caracteriza a zona
brechada; as fraturas R (Riedel) são representadas pelos planos das fraturas escalonadas maiores
e os planos X pelas fraturas paralelas menores. A fratura Y está inferida ou mal se percebe como
ruptura, apenas como deformação do plano geodésico (Foto: internet domínio público).
Riolitos da Bacia de Castro. Tectonito cataclástico em zona de
falha, com fraturas conjugadas preenchidas por caulim
(Foto: E. Salamuni)
Interpretação: conjugadas Riedel, mostrando plano Y de falha
sinistrógira, que caracteriza a zona cataclástica; as fraturas T são
representadas pelos veios e os planos R (tension gashs) estão
preenchidos por caulim (Foto: E. Salamuni)
(b) Comportamento dúctil homogêneo
Ocorre fluxo plástico uniforme de material rochoso submetido às tensões
resultantes do movimento tectônico.
Modelo de fraturamento em cisalhamento (Wilcox, 1979)
(c) Comportamento dúctil heterogêneo
Deformação dúctil : se diz quando
as rochas apresentam
comportamento plástico e
sofreram deformação permanente.
A mudança é produzida na forma
do cristal, por meio de um
rearranjo químico no retículo
cristalino, sem a ocorrência de
microfalhas.
Xisto do Grupo Brusque, com
estiramento mineral que mostra
sentido de movimento
(Microfoto: Fernanda M. Gonçalves)
Deformação dúctil : se diz quando
as rochas apresentam
comportamento plástico e
sofreram deformação permanente.
A mudança é produzida na forma
do cristal, por meio de um
rearranjo químico no retículo
cristalino, sem a ocorrência de
microfalhas.
Comportamento dúctil heterogêneo em
xistos da Formação Perau (PR). Observar
dobras ptigmáticas e boudins em bandas
mais deformadas em contrastes com
bandas foliadas e pouco dobradas. Foto: E.
Salamuni
Comportamento dúctil homogêneo em
metagranitos (augen-gnaisses) do
embasamento do Complexo Setuva (PR).
Observar estiramento mineral que desenha
a foliação / milonitização. Foto: E. Salamuni
Sobreposição de deformação coaxial: uma elipse de deformação
incremental de diferente magnitude é superimposta à primeira elipse
extensão Elipse incremental
+ =
ANEXOS
Três regiões ocorrem na elipse resultante:
I: região de extensão continuada
II: região de encurtamento continuado
III: região de encurtamento inicial que passa a ser extensional
Fonte: Van der Pluijm and Marshak (1997)encurtamento
Sobreposição de deformações não-coaxiais: uma elipse de deformação
incremental de diferente magnitude é superimposta à primeira elipse
extensão Elipse incremental
+ =
A geometria é mais complexa:
Quatro regiões ocorrem na elipse subsequente:
I: região de extensão continuada
II: região de encurtamento continuado
III: região de encurtamento inicial que passa a ter extensão
IV: região de extensão inicial que passa a ter encurtamento
encurtamento
Fonte: van der Pluijm and Marshak (1997)
GEOLOGIA ESTRUTURAL
Aula 4
Zonas de Cisalhamento
Prof. Eduardo Salamuni
(Arte: Acadêmica Marcela Fregatto)
Aula 4
Zonas de Cisalhamento
Prof. Eduardo Salamuni
(Arte: Acadêmica Marcela Fregatto)
INTRODUÇÃO e MECANISMOS DE
CISALHAMENTO
Definição
 Zona de cisalhamento é uma faixa estreita e planar de paredes
subparalelas onde se concentra a deformação com taxas variáveis.
 São zonas de fraqueza e apresentam adelgaçamento por
deformação localizada.
 As zonas dúcteis e as dúcteis-rúpteis podem ser equivalentes, em
nível estrutural inferior das zonas rúpteis situadas em nível estrutural
superior.
Definição
 Zona de cisalhamento é uma faixa estreita e planar de paredes
subparalelas onde se concentra a deformação com taxas variáveis.
 São zonas de fraqueza e apresentam adelgaçamento por
deformação localizada.
 As zonas dúcteis e as dúcteis-rúpteis podem ser equivalentes, em
nível estrutural inferior das zonas rúpteis situadas em nível estrutural
superior.
São classificadas em:
a) Rúptil b) Rúptil-dúctil c) Dúctil-rúptil d) Dúctil
Fonte: Ramsay & Huber (1976)
Exemplos de
cisalhamento
dúctil, dúctil-
rúptil e rúptil
Cisalhamento dúctil em tectonitos do Complexo Atuba,
pedreira São Jorge (Foto: E. Salamuni)
Cisalhamento dúctil-rúptil na Formação
Capiru, (Foto: E. Salamuni)
Cisalhamento rúptil no Complexo
Atuba (Foto: E. Salamuni)
Cisalhamento dúctil-rúptil na Formação
Capiru, (Foto: E. Salamuni)
Cisalhamento rúptil no Complexo
Atuba (Foto: E. Salamuni)
\
Cisalhamento rúptil
Em geral representado por zonas cataclásticas ou fraturas
individualizadas (falhas ou diáclases)
\
Grupo Brusque. Foto:Fernanda M. Gonçalves
Cisalhamento dúctil
Em geral representado por faixas miloníticas ou
protomiloníticas com estiramento generalizado
Complexo Atuba
(Foto: E. Salamuni)
Zona de cisalhamento Paraíba
do Sul (Foto: E. Salamuni)
Os parâmetros do cisalhamento são:
  ângulo do cisalhamento
= tg   taxa do cisalhamento
  ângulo entre o eixo principal do elipsóide e a direção de
cisalhamento
= ângulo de cisalhamento
= taxa de cisalhamento
= ângulo entre o eixo
principal do elipsóide e
a direção do cisalhamento
Relação da elipse de deformação para o
cisalhamento em um sistema de cisalhamento
simples.
Deformação em Zonas de Cisalhamento (ZC)
• Há vários modos pelos quais se pode caracterizar uma ZC.
• É possível observar cataclase e brechamento em uma faixa
cisalhada ou zona de falha - estado rúptil.
• No estado dúctil observa-se dobras, estiramento e/ou
achatamento mineral, controlados pelo grau de deformação em
cada um dos eixos do elipsóide de deformação (X, Y e Z).
• Isto depende dos seguintes fatores:
(a) o deslocamento de um determinado ponto de um objeto
geológico é definido pelo vetor que o une quando
indeformado ao mesmo quando deformado, não importando
a trajetória executada;
• (b) as mudanças podem se dão por distorção, dilatação ou
dilatação com distorção;
Deformação em Zonas de Cisalhamento (ZC)
• Há vários modos pelos quais se pode caracterizar uma ZC.
• É possível observar cataclase e brechamento em uma faixa
cisalhada ou zona de falha - estado rúptil.
• No estado dúctil observa-se dobras, estiramento e/ou
achatamento mineral, controlados pelo grau de deformação em
cada um dos eixos do elipsóide de deformação (X, Y e Z).
• Isto depende dos seguintes fatores:
(a) o deslocamento de um determinado ponto de um objeto
geológico é definido pelo vetor que o une quando
indeformado ao mesmo quando deformado, não importando
a trajetória executada;
• (b) as mudanças podem se dão por distorção, dilatação ou
dilatação com distorção;
• Em relação aos eixos do elipsóidede deformação. Em ZC dúcteis,
observa-se que:
(a) se Y corresponde à direção de
encurtamento. Há constrição
com geração de lineação;
(b) quando Y corresponde à
direção de estiramento há
achatamento com geração da
foliação;
(c) quando não há deformação na
direção Y a deformação é plana
gerando foliação e lineação de
forma concomitante.
a) Constrição
• Em relação aos eixos do elipsóide
de deformação. Em ZC dúcteis,
observa-se que:
(a) se Y corresponde à direção de
encurtamento. Há constrição
com geração de lineação;
(b) quando Y corresponde à
direção de estiramento há
achatamento com geração da
foliação;
(c) quando não há deformação na
direção Y a deformação é plana
gerando foliação e lineação de
forma concomitante.
b)
Achatamento
c) Deformação
plana
• Diagrama de Flinn é
a representação
gráfica que mostra
como um corpo
passaria do estado
de deformação
linear para o
achatado
• Diagrama de Flinn é
a representação
gráfica que mostra
como um corpo
passaria do estado
de deformação
linear para o
achatado
• Em uma ZC a deformação pode ser quantificada.
• Deve haver condições de se conhecer ou estimar os valores
e as posições geométricas iniciais.
• Mudanças tanto no comprimento de linhas quanto no
valor angular entre essas linhas podem ser calculadas.
Utiliza-se as seguintes relações:
e = elongação l = comprimento
e = l1-l0 / l0
 = (1+e)2 = (l1 / l0)2 (elongação quadrática)
sendo: x = 1 y = 2 z = 3
• Em uma ZC a deformação pode ser quantificada.
• Deve haver condições de se conhecer ou estimar os valores
e as posições geométricas iniciais.
• Mudanças tanto no comprimento de linhas quanto no
valor angular entre essas linhas podem ser calculadas.
Utiliza-se as seguintes relações:
e = elongação l = comprimento
e = l1-l0 / l0
 = (1+e)2 = (l1 / l0)2 (elongação quadrática)
sendo: x = 1 y = 2 z = 3
A deformação em zona de cisalhamento pode ser
concentrada. Após ocorrer o aparecimento do primeiro
núcleo de deformação, com incrementos posteriores, a
rocha assume uma ou mais das seguintes condições:
(a) aumento da deformação havendo o esforço constante;
(b) aumento da deformação com esforços cada vez menores
(strain softening). Nesta situação o local tende a
concentrar cada vez mais a deformação impedindo a
propagação para o restante da rocha;
(c) Em situações anômalas há aumento da resistência e
consequente necessidade do aumento do esforço para
aumento da deformação (strain hardening). Isto ocorre,
por exemplo, quanto há silicificação em um plano de falha.
A deformação em zona de cisalhamento pode ser
concentrada. Após ocorrer o aparecimento do primeiro
núcleo de deformação, com incrementos posteriores, a
rocha assume uma ou mais das seguintes condições:
(a) aumento da deformação havendo o esforço constante;
(b) aumento da deformação com esforços cada vez menores
(strain softening). Nesta situação o local tende a
concentrar cada vez mais a deformação impedindo a
propagação para o restante da rocha;
(c) Em situações anômalas há aumento da resistência e
consequente necessidade do aumento do esforço para
aumento da deformação (strain hardening). Isto ocorre,
por exemplo, quanto há silicificação em um plano de falha.
GEOMETRIA DE ZONAS DE
CISALHAMENTO
• Uma zona de cisalhamento (ZC) deve possuir limites laterais
relativamente paralelos entre si.
• Como há variação na tipologia do deslocamento, em perfil podem
ocorrer como seis campos, cuja a geometria é diferenciada:
Condição 1: paredes da ZC estiverem indeformadas:
a. cisalhamento simples heterogêneo
b. troca de volume heterogêneo
c. combinação entre (a) e (b)
Condição 2: paredes da ZC estiverem deformadas
d. deformação homogênea combinada com o cisalhamento simples
e. deformação homogênea combinada com a troca de volume
f. Deformação homogênea combinada com o cisalhamento simples e
troca de volume
• Uma zona de cisalhamento (ZC) deve possuir limites laterais
relativamente paralelos entre si.
• Como há variação na tipologia do deslocamento, em perfil podem
ocorrer como seis campos, cuja a geometria é diferenciada:
Condição 1: paredes da ZC estiverem indeformadas:
a. cisalhamento simples heterogêneo
b. troca de volume heterogêneo
c. combinação entre (a) e (b)
Condição 2: paredes da ZC estiverem deformadas
d. deformação homogênea combinada com o cisalhamento simples
e. deformação homogênea combinada com a troca de volume
f. Deformação homogênea combinada com o cisalhamento simples e
troca de volume
• Quando há perda de volume, as zonas de deformação são
chamadas de zonas de dissolução por pressão (minerais
mais solúveis são carreados para pontos onde a tensão é
menor). Isto possibilita a concentração de minerais
(mineralização) em ZC.
Fonte: Ramsay e Huber (1976)
Classificação de tectonitos gerados em zonas
de cisalhamento e/ou em falhas
Em um mesmo evento de deformação, ou
seja, na mesma zona de cisalhamento,
dependendo do nível crustal, podem ser
gerados cataclasitos e milonitos de forma
concomitante.
Modificado de Sibson (1977)
Definição por escala
(a) Cinturão de cisalhamento
(b) Zona de cisalhamento
(c) Banda de cisalhamento
LARGURA E ESPESSURA DO
CISALHAMENTO
Definição por escala
(a) Cinturão de cisalhamento
(b) Zona de cisalhamento
(c) Banda de cisalhamento
• cinturões orogênicos: acima de larguras maiores que
decaquilométricas. São frequentemente utilizadas para designar
regiões orogênicas e coincidentes com zonas de colisão continental
(subducção).
Fonte: USGS
• Cinturão de Cisalhamento: deformações regionais quilométricas
(tem sido frequentemente utilizado para designar até zonas
decaquilométricas). São região dominadas por zonas de cisalhamento
dúctil ou rúptil (neste caso por falhas, independente de sua natureza).
Fonte: USGS
Cinturão Ribeira (Mantiqueira Sul) Zona de cisalhamento Ribeira
• zonas de cisalhamento
também são assim
denominadas quando espessuras
/larguras centimétricas a métricas
(o termo tem o mesmo sentido
quando utilizado para definir
faixas com espessuras
decamétricas até quilométricas).
Pedreira Maringá (Foto: Lilian Chavez-Kus )
Foto de domínio público (internet)
Pedreira Maringá (Foto: Lilian Chavez-Kus )
Formação Abapã (Foto: E. Salamuni)
• bandas de cisalhamento: espessuras milimétricas a centimétricas.
Gnaisse da Pedreira São Jorge
(Foto: E. Salamuni)
Xistos do Grupo Brusque
(Foto: E. Salamuni
ZONAS DE CISALHAMENTO RÚPTIL
Características
(a) são representadas por uma zona de falha (longas e estreitas
faixas onde se concentra a deformação);
(b) há intenso quebramento e cominuição (moagem) nas rochas;
(c) ocorre no nível estrutural superior e intermediário (até cerca
de 15 Km de profundidade)
(d) depende do volume do material deformado e dos mecanismos
de deformação;
(e) os mecanismos de cisalhamento rúptil são principalmente
controlados pela concentração de esforços em torno de
imperfeições internas seja em nível cristalino seja em nível de
blocos e maciços rochosos.
Características
(a) são representadas por uma zona de falha (longas e estreitas
faixas onde se concentra a deformação);
(b) há intenso quebramento e cominuição (moagem) nas rochas;
(c) ocorre no nível estrutural superior e intermediário (até cerca
de 15 Km de profundidade)
(d) depende do volume do material deformado e dos mecanismos
de deformação;
(e) os mecanismos de cisalhamento rúptil são principalmente
controlados pela concentração de esforços em torno de
imperfeições internas seja em nível cristalino seja em nível de
blocos e maciços rochosos.
Rochas cataclásticas formadas (tectonitos rúpteis)
• As rochas formadas no processo cataclástico recebem a
seguintes nomenclatura: brecha, pseudotaquilito,
microbrecha, protocataclasito, cataclasito,
ultracataclasito (ver a classificação de Sibson, 1977).
• Essas rochas envolvem respectivamente os seguintes
processos de deformação:
(a) microfraturamento coalescente;
(b) fraturamento generalizado;
(c) rotação e esmagamento dos minerais
Rochas cataclásticas formadas (tectonitos rúpteis)• As rochas formadas no processo cataclástico recebem a
seguintes nomenclatura: brecha, pseudotaquilito,
microbrecha, protocataclasito, cataclasito,
ultracataclasito (ver a classificação de Sibson, 1977).
• Essas rochas envolvem respectivamente os seguintes
processos de deformação:
(a) microfraturamento coalescente;
(b) fraturamento generalizado;
(c) rotação e esmagamento dos minerais
Fraturas generalizadas concentradas (zona de prejuízo –
damage zone) com consequente geração de cataclase e
brechas.
Gnaisse do Complexo Atuba
(Foto: E. Salamuni)
Granitóide do Complexo
Atuba (Foto: E. Salamuni)
Formação de planos de descontinuidade (falhas e juntas) e
estrias em planos de falhas
Gnaisses e granitóides
do Complexo Atuba
(Fotos: E. Salamuni)
Da mesma forma que na deformação coaxial a deformação não-
coaxial mostra comportamento rúptil, onde as
descontinuidades desenvolvidas são caracterizadas pelo Modelo
de Riedel.
Quartzito da Formação Capiru (Fotos: E.
Salamuni)
Gnaisse do
Complexo Atuba
(Fotos: E. Salamuni)
Cisalhamento rúptil progressivo
É comum haver a continuidade da deformação (ou dos
elementos estruturais que foram ali gerados. O resultado é a
rotação destes elementos estruturais. Há possibilidade de
que novas estruturas sejam geradas assumindo a posição
original.
Generalidades
• A feição fundamental das ZCDs é a recristalização acentuada,
com desenvolvimento de estruturas e texturas indicadoras de
fluxo plástico.
• O limite superior do ambiente onde se desenvolvem estas
feições, apresenta temperaturas da ordem de 300°C (cerca de
15 km de profundidade  nível estrutural inferior).
• As rochas geradas são aquelas que caem no campo dos
milonitos (ver classificação de Sibson, 1977). Pode haver
processos cataclásticos envolvidos (inclusive fluxo cataclástico),
porém o mecanismo de deformação mais característico é o
superplástico (fluxo laminar não-coaxial).
ZONAS DE CISALHAMENTO DÚCTIL
(ZCD)
Generalidades
• A feição fundamental das ZCDs é a recristalização acentuada,
com desenvolvimento de estruturas e texturas indicadoras de
fluxo plástico.
• O limite superior do ambiente onde se desenvolvem estas
feições, apresenta temperaturas da ordem de 300°C (cerca de
15 km de profundidade  nível estrutural inferior).
• As rochas geradas são aquelas que caem no campo dos
milonitos (ver classificação de Sibson, 1977). Pode haver
processos cataclásticos envolvidos (inclusive fluxo cataclástico),
porém o mecanismo de deformação mais característico é o
superplástico (fluxo laminar não-coaxial).
• Com o aumento da deformação os grãos grossos das rochas
convertem-se em protomilonitos, milonitos ou ultramilonitos.
• Os elementos mobilizados podem, também, formar
concentrações minerais importantes. As principais
“armadilhas” são as faixas de alta deformação; zonas de
sombra de pressão; zonas de fraturas diversas e aberturas
criadas por distensão (ou tração).
• As zonas de cisalhamento dúctil articulam-se de forma a isolar
lentes mais ou menos extensas formando o padrão
amendoado, que é resultado de: (1) anastomosamento de
zonas de cisalhamento; (2) zonas de cisalhamento
conjugadas e (3) zonas de cisalhamento de tipos diversos
entrecruzadas.
• Com o aumento da deformação os grãos grossos das rochas
convertem-se em protomilonitos, milonitos ou ultramilonitos.
• Os elementos mobilizados podem, também, formar
concentrações minerais importantes. As principais
“armadilhas” são as faixas de alta deformação; zonas de
sombra de pressão; zonas de fraturas diversas e aberturas
criadas por distensão (ou tração).
• As zonas de cisalhamento dúctil articulam-se de forma a isolar
lentes mais ou menos extensas formando o padrão
amendoado, que é resultado de: (1) anastomosamento de
zonas de cisalhamento; (2) zonas de cisalhamento
conjugadas e (3) zonas de cisalhamento de tipos diversos
entrecruzadas.
Feições Planares
• Em zonas de cisalhamento dúctil há orientação preferencial (ou
estatística) de minerais ou neocristalização no plano de
achatamento. Isso origina a xistosidade materializada no plano
XY (perpendicular a Z), constituindo-se na feição planar
fundamental de ZCs. Os mecanismos de formação das foliações
(ou feições planares):
(a) rotação passiva de minerais planares (matriz sofre
deformação plástica);
(b) orientação de minerais neo-formados;
(c) mecanismos de dissolução e recristalização por pressão;
(d) fluxo plástico, gerado por defeitos intra-cristalinos.
Feições Planares
• Em zonas de cisalhamento dúctil há orientação preferencial (ou
estatística) de minerais ou neocristalização no plano de
achatamento. Isso origina a xistosidade materializada no plano
XY (perpendicular a Z), constituindo-se na feição planar
fundamental de ZCs. Os mecanismos de formação das foliações
(ou feições planares):
(a) rotação passiva de minerais planares (matriz sofre
deformação plástica);
(b) orientação de minerais neo-formados;
(c) mecanismos de dissolução e recristalização por pressão;
(d) fluxo plástico, gerado por defeitos intra-cristalinos.
• O cisalhamento dúctil apresenta gradiente de máximo
deslocamento na zona central, decrescendo em direção às
margens, resultando geometria sigmoidal às feições planares
Fonte: Fotomicrografia de
Kemako Team
As deformações plásticas, em escala cristalina, são as
responsáveis pela orientação planar em rochas metamórficas
de altas temperaturas e altas taxas de deformação.
Granitóide deformado do Núcleo Setuva –
Faixa Ribeira (PR) (Foto: E. Salamuni)
Em altas temperaturas as deformações em ZCD provocam
recuperação mineralógica motivada pela recristalização dinâmica.
Xisto do Complexo Setuva – Faixa
Ribeira (PR) (Foto: E. Salamuni)
Feições Lineares
• São basicamente representadas pelas lineações de estiramento. Estas
são impressas no plano XY e representam o eixo X do elipsóide.
Podem ser representadas por:
(a) minerais pré ou sincinemáticos orientados ou alinhados;
(b) objetos geológicos alongados, tais como seixos, pillow-lavas, fósseis
e sombras de pressão.
Milonito-gnaisse do Complexo Juiz de Fora – Santo Atônio de Pádua
(RJ) (Fotos: E. Salamuni)
Dobras
• As dobras geradas pelo cisalhamento dúctil (shear-folds) podem
eventualmente apresentar ter o seu eixo Y, paralelo à direção de X
(direção do transporte tectônico).
• Dobras podem deformar foliações geradas anteriormente ou
concomitantemente na zona de cisalhamento dúctil.
Gnaisse Complexo Atuba (Foto: E. Salamuni)
• É frequente o desenvolvimento de dobras com eixos curvos e
redobrados (dobras em bainha). As dobras variam
continuamente em estilo a partir de abertas concêntricas até a
isoclinais similares . Podem ser geradas a partir de um buckling
interno (instabilidade da foliação).
Mármore do Grupo Açungui – Vale do Ribeira
(Foto: E. Salamuni)
Gnaisse das unidades basais pré-
andinas – Argentina (Foto: E.
Salamuni)
Deformação de estruturas pré-existentes
• As feições lineares pré-existentes aproximam-se da direção de
cisalhamento (X) durante o transcorrer da deformação. Um
dobramento pré-existente, por exemplo, tem suas variações de
orientação amplificadas até tornar-se uma dobra em bainha.
Dobras de cisalhamento (shear-fold) em estilo ptigmático (sem
padrão definido)
Gnaisse do Complexo Atuba
– Pedreira do Atuba,
Curitiba (PR) (Foto: E.
Salamuni
Mármore da Formação Capiru (Grupo
Açungui) – Itaperuçu (PR) (Foto: E.
Salamuni)
Estruturas geradas em deformação progressiva
• Em zonas de cisalhamento dúctil é possível que feições
estruturais sejam geradas e, posteriormente, com o incremento
da deformação, sejam também deformadas caracterizando uma
continuidade do processo deformacional.
Xisto do Grupo Brusque Botuverá (SC)
(Foto: Fernanda M. Gonçalves)
Marcadores de Direção de Movimento
Algumas das estruturas mais comuns, que fornecem o sentido de
movimento tectônico em zonas de cisalhamento são as seguintes:
(a) Estruturas do Tipo Augen
• Pórfiroclastos com estruturas augen, desenvolvidos em planos de
foliação, são derivados de minerais relíctos