Polígrafo Estrutural

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Estruturas planares e lineares penetratrivas 1: Foliação
Conceito de trama(fabric) É o arranjo de elementos planares e lineares penetrativos numa rocha.
O termo foliação é empregado para designar qualquer família de superfícies penetrativas em escala de afloramento e/ou de amostra de mão, independente de sua gênese. 
Do mesmo modo, denomina-se lineação um conjunto de linhas de caráter penetrativo, de morfologia variável e gênese também diversificada.
 
Foliação: Morfologia, Geometria e gênese
Foliação: Termo genérico e não-genético.
Conjunto de superfícies penetrativas definida por :
· descontinuidades
· variação composicional
· orientação preferencial de minerais inequidimensionais
· agregados minerais achatados
· combinações de duas ou mais características
Para alguns autores é sinônimo de superfície-S.
 
 
Foliação Primária (S0)
· acamadamento sedimentar
· bandamento de fluxo (em lavas)
· estrutura eutaxítica (em ignimbritos) 
· foliação magmática -termo genérico empregado para designar a foliação ígnea marcada pelo alinhamento de forma dos minerais
Foliação Secundária (geralmente tectônica)
· Resulta de deformação em resposta a um campo tensional
· Em raros casos, a foliação secundária não tem relação com tectônica –estruturas de compactação
· Clivagem –tipo de foliação marcada pela facilidade com que a rocha se parte em seus planos
· Embora todas as foliações sejam penetrativas(por definição) o seu espaçamento é variável
· foliação espaçada -e > 1mm
· foliação contínua -e ≤ 1mm
Terminologia indicativa de idade relativa
· Foliação primária (ígnea ou sedimentar) S0
· Foliação secundária mais antiga S1
· Foliações sucessivas S2, S2... Sn 
Clivagem de Fratura
· Definição original de Knill (1960)–clivagem gerada por microfalhas ou microfraturas pouco espaçadas, que divide a rocha em corpos tabulares denominados micrólitons.
· No interior dos micrólitons, é comum observarem-se restos da foliação mais antiga.
· É típica de ambientes onde a temperatura é compatível com o metamorfismo de baixo a médio grau, ou de camadas mais competentes interestratificadas com camadas menos competentes.
Clivagem de Crenulação
· Clivagem de morfologia muito variável.
· É sempre, no mínimo, a segunda foliação tectônica.
· Característica definidora é o fato de crenular e/ou deslocar uma foliação pré-existente.
· A tendência é progressivamente criar domínios micáceos que se alternam com domínios quartzo-feldspáticos, a partir de rochas originalmente homogêneas.
Clivagem Ardosiana
· Origem: mineração de ardósiaspara fazer tetos na Europa; o termo ardósia era usado pelos mineiros de pedreiras para se referir a rochas de granulação fina que tinham boa fissilidade. A clivagem dessas rochas deu origem ao termo.
· Caracterizada pela orientação planar preferencial de grãos inequidimensionais [em geral plano (001) das micas].
· Como a granulação da rocha é fina, não se pode saber qual o mineral que está orientado; vê-se apenas o brilho sedoso.
· É típica de condições de baixa temperatura -fácies xistos verdes ou inferior.
Xistosidade
· Termo usado para designar a foliação de rochas de granulação suficientemente grossa para serem diferenciadas dos filitos e, portanto, denominadas de xistos.
· O limite é arbitrário, mas a maior parte dos autores concorda em que um bom critério é o fato de se conseguir discernir a olho nu qual o filossilicatoque marca a orientação preferencial.
· Portanto, para muitos autores a trama dos filitos é uma clivagem ardosiana, enquanto para outros é uma xistosidade.
· É típica de condições de temperatura compatíveis com as da fácies xistos verdes ou superior.
Bandamento Gnáissico
· É a foliação típica dos gnaisses, onde se alternam bandas de composição distinta.
· Em geral, condições de temperatura média a alta –fácies anfibolito ou superior.
Geometria da Foliação Secundária em relação às dobras
· Na maior parte dos casos, a foliação é paralela ao plano axial das dobras contemporaneidade.
Na realidade, a foliação não é estritamente paralela ao PA das dobras, mas sofre refração quando passa de uma camada menos para uma mais competente, formando um leque.
Refração de Clivagem
Relação clivagem –acamadamento numa dada área.
Interpretação da dobra maior com base na provável relação entre a clivagem e a dobra.
Relação dobra-clivagem se fossem independentes.
· Em geral, a foliação é paralela ao plano XY do elipsóide de deformação finita.
· Num pacote heterogêneo, reflete o elipsóide finito a cada ponto. 
Geometria da Foliação em relação ao strain
· Se a história deformacional é coaxial (cisalhamento puro progressivo), a foliação é paralela ao plano principal de achatamento -XY.
· Variações devidas à refração indicam posição do elipsóide a cada ponto.
· Em cisalhamento simples progressivo (não-coaxial), a foliação rotacionaem direção ao plano de cisalhamento até separalelizar com ele. 
· Relação muito útil em zonas de cisalhamento. 
Bandamento gnáissico, xistosidade e foliação milonítica em rochas magmáticas
· Rochas magmáticas, principalmente granitos, são mais pobres em filossilicatos e dificilmente desenvolvem clivagem.
· Em condições de alta deformação desenvolvem foliação a partir da reorientação e achatamento de minerais e agregados de minerais.
· Ocorre em deformação coaxial e não-coaxial. →xistosidade, bandamento gnáissico
· Outros elementos estruturais da rocha, como diques, veios e foliações antigas são achatados e rotacionado sem quase total paralelismo. → foliação de transposição
· Com deformação alta e deformação não-coaxial resultam em foliação milonítica, também relacionadas a formação de foliação de transposição ou bandamento gnáissico. → zonas de cisalhamento ou de empurrão/cavalgamento
Estruturas planares e lineares penetrativas 2: Lineação
Morfologia, geometria e gênese das lineações:
Retomando ... TRAMA (e não Fábrica)
· É formada por minerais e agregados de minerais orientados de forma penetrativa,
com espaçamento em escala microscópica a centimétrica.
· A trama pode ser planar, linear ou uma combinação de ambas.
Elipsóide de deformação
 (
L = Prolato
S = Oblato
)
Lineação (não confundir com Lineamento)
Termo genérico e não-genético. Conjunto de linhas penetrativas definida por:
· orientação preferencial de corpos lineares (cristais ou outro marcador qualquer)
· orientação preferencial de corpos planares alongados
· eixos de elementos da trama (e.g. dobras)
· intersecção de estruturas planares penetrativas
 
Lineação Primária (L0)
· lineação de fluxo de lava (pahoehoe ou lava em corda);
· eixo de estruturas colunares (disjunção);
· eixo maior de seixos não-esféricos;
· fósseis alinhados;
· marcas de ferramenta e lineação de partição;
· orientação preferencial de forma de minerais indeformados em rochas ígneas.
Lineação de partição (ou lineação de corrente)
Grãos de areia alinhados, na superfície de arenitos, com frequência acompanhados de finas estrias . Resulta de fluxo rápido e é usada para indicar a direção da paleocorrente (mas não o sentido).
Lineação Tectônica
· Assim como a foliação secundária, resulta de deformação em resposta a um campo tensional
· Ao contrário das foliações, as lineações se classificam em:
· lineações penetrativas - constituem a trama linear propriamente dita;
· lineações de superfície – restritas a uma dada superfície, como as estrias de deslizamento (regime rúptil)
· lineações geométricas (não-físicas) – eixos de dobras ou lineações de intersecção.
Lineação Mineral
· Trama linear penetrativa marcada por:
· alinhamento dimensional de minerais prismáticos alongados ou aciculares, tais como anfibólio, turmalina
· agregados alongados de grãos equidimensionais
· Pode se formar por:
· rotação corporal de cristais rígidos em matriz muito mais dúctil (p. ex. anfibólio em matriz micácea) – pouco comum
· neocristalização sincinemática (metamórfica)
· Relação com o elipsóide de deformação finita depende do contraste de viscosidade com a matrizLineação de Estiramento
· É definida pela forma de objetos deformados;
· Permite determinar uma relação quantitativa entre o grau de desenvolvimento da lineação e a deformação (strain) necessária para gerá-la;
· É o tipo de lineação mais comum em rochas que sofreram deformação dúctil;
· Pode se formar em praticamente qualquer condição de temperatura, mas depende das condições de plasticidade da rocha – diferentes mecanismos de recristalização.
Lineação de Intersecção
· Resulta da intersecção de duas famílias de superfícies penetrativas.
· É comum em rochas dobradas, que têm foliação plano-axial.
· É um tipo de lineação bastante comum e de modo geral é paralela ao eixo da dobra que a contém.
· As foliações envolvidas podem ser primárias ou secundárias.
Lineações de Eixo
· Crenulações, boudins, mullions e estruturas tipo lápis.
· Tendem a se formar paralelo ao eixo da dobra de mesma idade.
· Lineação de crenulação – comum em xistos e filitos – paralela à lineação de intersecção e ao eixo da dobra.
· Eixo maior de mullions
· Eixo maior de boudins
Mullions
· Restritos à interface entre uma rocha competente e uma incompetente.
Relação entre dobramento e boudinagem (eixos)
Em síntese... pode se generalizar que no regime dúctil... 
Enquanto as lineações penetrativas tendem a marcar o eixo X do elipsóide de deformação, as lineações geométricas geralmente marcam o eixo Y
(CUIDADO especial com eixos de DOBRAS!).
“As lineações devem ser tão cuidadosa e precisamente observadas e descritas como os índices de refração dos minerais, ou a forma e o tamanho de fósseis. Suas orientações devem aparecer em todos os mapas geológicos, juntamente com os demais símbolos estruturais.”
Ernst Cloos (1946)
Estruturas planares e lineares penetrativas 3: Boudinage
Boudinage: Morfologia, geometria e gênese:
Boudins 
· Boudins resultam da segmentação de camadas competentes sob estiramento . 
· O tipo mais comum, (abaixo) tem eixo maior paralelo ao eixo da dobra (X > Y > Z). 
· São sempre mais desenvolvidos nos flancos que na zona de charneira. 
Origem do termo: da palavra francesa para salsicha, primeiro usado por Max Lohest em 1908. 
Definição: é o processo que leva à geração de estruturas extensionais por meio de extensão paralela a uma camada originalmente contínua. 
Boudins se formam onde camadas competentes isoladas são extendidas até a ruptura, tendo percorrido uma trajetória frágil ou dúctil até a ruptura . 
A ruptura pode ser extensional (=trativa) ou cisalhante, resultando em geometria distinta.
GEOMETRIA DOS BOUDINS RESULTANTE DO GRAU DE DUCTILIDADE E TIPO DE FRATURA
Boudinage x Pinch-and-swell
Espessura, largura, separação, morfologia 
· Camadas mais espessas desenvolvem boudins mais largos que as mais finas. 
· A razão largura / espessura expressa a razão de forma do boudin (comumente de 2 a 4). Depende da viscosidade da camada. 
· O valor da separação independe da viscosidade, mas depende da quantidade de strain. 
· Se a extensão continuar após a ruptura, vai aumentar a separação. 
· A morfologia dos boudins depende principalmente da ductilidade do material boudinado – quanto mais dúctil, mais estirado - e do seu contraste de competência com a matriz. 
A concentração máxima da tensão é sempre nos cantos dos boudins, que vão ser sempre a primeira parte a deformar. (Resultado de modelamento numérico) 
· A tensão trativa que causa a boudinage aumenta dos cantos em direção ao centro do boudin. 
· Portanto, os boudins mais largos têm uma concentração maior de tensão trativa no centro do que os mais estreitos. 
· O resultado é que a subdivisão em boudins tende a prosseguir até que a tensão trativa no centro fique abaixo de um valor crítico, o que ocorre quando o boudin tem a largura menor que um valor crítico. 
· Esse valor crítico ocorre quando a tensão trativa no boudin é menor que a resistência trativa do material. 
· O modelo explica também porque os boudins individuais de uma mesma camada não mantêm exatamente a mesma largura. 
Boudinage assimétrica e rotação 
· Boudins assimétricos são separados por fraturas de cisalhamento que tendem a desaparecer fora da camada boudinada. 
· Se a camada boudinada se comporta de modo frágil, então a resistência da camada determina se a fratura vai ser extensional ou cisalhante: 
· Em geral as fraturas de extensão se formam se (σ1 – σ3) < 4T0 
· Onde T0 é a resistência trativa da camada 
· Quando separados for fraturas cisalhantes, os boudins podem sofrer extensão, cisalhamento ou rotação no próximo incremento de deformação. 
Efeito da orientação inicial das camadas 
· Se a orientação da camada é oblíqua à compressão principal 
· Formam-se boudins assimétricos em regi-me de cisalhamento puro 
· Porque tendem a se paralelizar com o plano XY de achatamento durante a deformação coaxial 
· A assimetria se desenvolve porque o material mais rígido tende a girar mais lentamente que a foliação circundante. 
· Quanto menor a razão de forma dos boudins (mais quadrados), maior a diferença na velocidade de rotação entre eles e a foliação. 
· Com a progressão da deformação, a dife-rença de ângulo tende a diminuir, mas dificil-mente paraleliza. 
É impossível definir se a deformação é coaxial ou não coaxial apenas com base na observação de uma única ocorrência de Boudins rotacionados. Estes podem formar-se tanto em deformação coaxial como não coaxial, e estruturas adicionais devem ser usadas para avaliar sua vorticidade.
Boudinage de foliação
Dobras: Geometria, Orientação e Mecanismos – Parte 1
INTRODUÇÃO:
· Dobras são estruturas que ocorrem nas mais variadas escalas – microscópica a megascópica – e atestam partes significativas da história geológica de uma dada rocha, seja em escala local ou regional. 
· A interpretação genética das dobras depende de uma análise cuidadosa de seus aspectos morfológicos, tendo em conta sua geometria e a orientação de seus principais elementos constituintes. 
· A interpretação cinemática e dinâmica das dobras e das estruturas a ela relacionadas permitem reconstituir a história tectônica de uma dada área na sua fase dúctil. 
DESCRIÇÃO GEOMÉTRICA DAS DOBRAS:
· O efeito de corte da superfície topográfica sobre as dobras gera as mais variadas feições, uma vez que a superfície, justamente por estar dobrada, não é mais plana. 
· Para se descrever adequadamente a geometria das dobras, é necessário visualizá-las num corte perpendicular às camadas dobradas, e o plano de corte ideal é denominado PLANO DE PERFIL DA DOBRA. 
· Os principais elementos de qualquer dobra são uma linha de charneira que conecta dois flancos, geralmente de orientações distintas, mas não necessariamente. 
SIMETRIA 
· Vistas no plano de perfil, as dobras podem ser simétricas ou assimétricas. 
· Diz-se que uma dobra é perfeitamente simétrica se, olhando-se num corte transversal perpendicular à superfície axial, as duas partes separadas pelo traço axial são idênticas. 
· Implicações: 
· em dobra simétricas, os dois flancos têm o mesmo comprimento; 
· em dobra simétricas, a superfície bissetora da dobra é o próprio plano axial; 
· dobras assimétricas têm um flanco mais curto e outro mais longo 
SIMETRIA , ORDEM e VERGÊNCIA:
· A vergência de dobras menores aponta no sentido da charneira maior. 
· A assimetria pode também indicar sentido de movimento numa ZC. 
· Ou orientação da camada dobrada em relação à elipse de deformação. 
Classificação de Ramsay (1967) – com base nas isógonas de mergulho:
Dobras: Geometria, Orientação e Mecanismos – Parte 2
Mecanismos e processos formadores de dobras:
RELAÇÃO ENTRE AS TENSÕES E A SUPERFÍCIE DOBRADA:
 (
FLEXÃO/FLAMBAGEM (
Buckling
) 
de CAMADAS ATIVAS
:
L
0
 L
T
 - comprimento inicial 
e final da camada
μL μM - viscosidade da camada e viscosidade do meio
h
0
 h
T
 - espessura inicial 
e final da camada
)
 
Implicações: 
· encurtamento paralelo à camada; 
· contraste de viscosidade (a camada mais competente flexiona); 
· irregularidades permitiram a nucleação de dobras; 
· se há duas ou mais camadascompetentes dobradas, as camadas incompetentes entre elas formam dobras de Classe 3; 
· as charneiras mais angulosas apontam para a camada mais competente. 
DOBRAMENTO PASSIVO - Dobras de Classe 2
Não há contraste de competência entre as camadas
· Dobras perfeitamente passivas, geradas por cisalhamento simples, são similares (Classe 2); 
· Dobras passivas associadas com cisalhamento simples, ou ao menos com componente significativa de cisalhamento simples, são chamadas de dobras de cisalhamento; 
· O cisalhamento simples é apenas um dos modelos cinemáticos que podem produzir dobras passivas. 
 
Dobramento passivo por cisalhamento simples Dobramento passivo por cisalhamento puro
· Exemplos de dobramento passivo: 
· Camadas passivas deformadas em zonas de cisalhamento; 
· Camadas passivas submetidas a deformação heterogênea; 
· Dobras de arrasto nas imediações de falhas; 
· Tipo mais comum em zonas de milonitos, principalmente em rochas monominerálicas. 
ENCURVAMENTO ou FLEXURA (Bending)
Tensões em alto ângulo com a camada
Embora seja um dobramento passivo, como o caso anterior, o encurvamento é praticamente forçado na camada, por conta da geometria e cinemática das unidades circundantes.
Modelos de Hobbs et al. (1976)
1. DOBRA DE SUPERFÍCIE NEUTRA
2. DOBRA DE FLUXO FLEXURAL
 
DESLIZAMENTO FLEXURAL versus FLUXO FLEXURAL:
(a) Deslizamento flexural – típico de pacotes onde há descontinuidades ao longo das quais ocorre deslocamento relativo concomitante à flexura, com sentidos opostos em cada flanco e diminuindo de intensidade em direção à charneira.
(b) Fluxo flexural, onde os flancos são cisalhados como um todo, porque não há descontinuidades penetrativas ao longo das quais possa ocorrer o deslizamento concomitante à flexura. Assim, a camada é cisalhada como um todo.
3. DOBRA DE DESLIZAMENTO ou de CISALHAMENTO
Dobra em Bainha: um tipo especial de dobra de cisalhamento altamente acilíndrica
Cisalhamento simples progressivo partir de uma irregularidade inicial
Estruturas formadas em regime de contração:
Estruturas Contracionais (ou contrativas) São estruturas de deformação (dúctil ou rúptil) formadas sob condições de encurtamento, quando as rochas são submetidas a tensões tectônicas ou gravitacionais. São típicas de ambiente orogênico, mas podem ocorrer também na base de margens continentais. Falhas e dobras contracionais são encontradas: 
· em qualquer parte de uma zona de colisão; 
· em zonas de subducção, afetando sedimentos no prisma acrescionário; 
· nas estruturas de instabilidade gravitacional formadas no extremo dos deltas e nos sedimentos da margem continental ou nos domos de sal. Podem ocasionar o transporte de grandes fatias de crosta por centenas de quilômetros. 
Possíveis resultados do encurtamento de um pacote paralelo à sua estratificação:
 (
Estado original
)
 (
Perda de volume 
(compactação e formação de estilolitos)
) 
 (
Cisalhamento Puro 
(encurtamento horizontal compensado pelo espessamento vertical)
)
 (
Flexão (Flambagem) 
(encurtamento horizontal - espessamento vertical)
)
 (
Falhas de contração 
(imbricação e cavalgamento)
)
Desenvolvimento progressivo de dobras normais, dobras reversas e falhas de cavalgamento em camadas originalmente horizontais:
· As falhas e zonas de cisalhamento contracionais encurtam a crosta ou alguma estrutura de referência; sua ocorrência independe da escala 
· Quando o referencial é a superfície da crosta, existem apenas dois tipos de falhas de contração: 
· Falhas inversas (reverse faults) – mergulho do PF > 30° e deslocamentos em geral menos expressivos 
· Falhas de empurrão ou de cavalgamento (thrust faults) – mergulho do PF < 30° e grandes deslocamentos 
· Em escala de afloramento, as falhas de contração podem ser normais ou transcorrentes, porque o referencial que elas deslocam é uma estrutura de mesoescala. 
 
Ambientes Típicos de Encurtamento Crustal
Limite convergente oceano x continente
Complexo de cavalgamentos em bacia de foreland
Limite convergente continente x continente
Estruturas de Empurrão/Cavalgamento - Terminologia 
· Empurrão (thrust) é uma falha ou zona de cisalhamento de baixo ângulo cujo teto é transportado sobre o muro. 
· O movimento predominante é ao longo do mergulho (dip slip) 
· Com frequência, as falhas de empurrão: 
· colocam rochas mais antigas sobre rochas mais jovens; 
· colocam rochas de grau metamórfico mais alto sobre rochas de grau metamórfico mais baixo. 
· Nappe – (do francês = toalha de mesa) – é a parte superior do empurrão, ou seja, a parte transportada, alóctone. 
· Em geral ocorre uma série delas, formando um complexo de nappes. Cada nappe contém uma série de escamas tectônicas, cada qual separada por uma falha de empurrão. 
ANATOMIA DE UMA FALHA DE CAVALGAMENTO:
· Como são estruturas típicas de áreas orogênicas , a orientação é referida a termos tipicamente relacionados ao orógeno, como hinterland e foreland. 
· hinterland (além-país ou internides) – é a parte central do cinturão orogênico; 
· foreland (antepaís) – é a parte marginal, e portanto, mais distante e para dentro do continente. 
· em orógenos colisionais há dois forelands (um em cada continente) separados por um hinterland comum. 
· Uma nappe de thrusts é delimitada por uma falha mestra de base, denominada cavalgamento basal ou de assoalho (sole thrust ou floor thrust), e uma falha mestra de topo (roof thrust). 
· Cada nappe contém uma série de escamas tectônicas, cada qual separada por uma falha de empurrão; um horse (cavalo) é a menor unidade no interior de uma nappe. 
· A falha de empurrão que separa uma pilha de nappes do restante indeformado é também denominada superfície de: DESCOLAMENTO - DETACHMENT - DÉCOLLEMENT 
Zonas de Imbricação e a Formação de Duplex:
 Uma zona de imbricação é composta por uma série de falhas inversas, paralelas ou sub-paralelas, conectadas na base por uma falha de cavalgamento, denominada cavalgamento basal ou falha mestra basal (floor thrust).
Se houver também uma falha de empurrão conectando essas falhas no topo, então a estrutura formada é um duplex.
Um duplex consiste de vários cavalos dispostos em sequência, como um baralho de cartas inclinado. Visto em perfil, cada cavalo tem tipicamente a forma geométrica de um “S” que tende a mergulhar no sentido do hinterland (além-país). Isso é válido apenas se a geometria original não for modificada posteriormente, o que é comum.
ETAPAS DE DESENVOLVIMENTO DE UM DUPLEX:
 (
Propagação de uma sequência de empurrões em direção ao antepaís.
)
Alternância de Rampas e Patamares (Flats)
· Por consequência da diferença de competência dos materiais alternados num pacote submetido ao encurtamento, principalmente quando isso ocorre em condições rúpteis, o resultado é a formação sucessiva de: 1) Rampas mais fortemente inclinadas nas camadas mais competentes, porque fraturam antes em resposta ao encurtamento. 2) Flats, ou seja, rampas suborizontais (patamares), nas camadas incompetentes. 
· A combinação de dois segmentos de thrust planos em níveis estratigráticos diferentes, conectados por uma falha inversa de mergulho mais alto (rampa), dá origem a uma estrutura denominada patamar-rampa-patamar (flat-ramp-flat). 
Estruturas do tipo patamar-rampa-patamar (flat-ramp-flat)
· Do ponto de vista cinemático, uma estrutura dessas é responsável por transferir o movimento de um nível estratigráfico para o próximo, sempre no sentido do antepaís. 
· O empurrão basal (descolamento) transmite parte do movimento para cada uma das falhas que delimita os cavalos; 
· No topo, o deslocamento é “dissipado” no cavalgamento de teto (falha mestra de topo). 
· A thrust então “termina” quando todo o seu deslocamento é transferido para o cavalgamento de teto. 
· A geometria das rampas e a sua orientação em relação à direção principal do movimento resulta na sua classificação em frontal, oblíqua e lateral. 
Diferentes Tipos Geométricos de Rampas
Geometria de Rampas, Cavalgamentos e Dobras:
 (
Progressão de uma rampa formada por segmentosangulosos
)
 (
Progressão de uma rampa curva
)
Dobras de descolamento
Limite de propagação de estruturas de cavalgamento:
Estruturas formadas em regime de extensão:
Estruturas Extensionais
Conceitos Básicos
· Resultam na extensão (separação) verdadeira, da crosta ou de um referencial qualquer.
· Falhas extensionais podem apresentar deslocamentos de até 100km, em geral menores do que as falhas de empurrão ou as transcorrentes, mas ainda consideráveis.
· Nessa escala de deslocamento, a superfície da Terra é o melhor referencial:
· se a distância entre dois pontos na superfície da Terra aumentar durante a deformação, então tem-se extensão naquela direção.
· mas, dependendo da posição relativa desses dois pontos, essa extensão também pode ocorrer numa falha de rejeito direcional.
Conceito de Extensão verdadeira
Para se avaliar a extensão verdadeira, é preciso considerar a componente extensional (de abertura) perpendicular à direção da falha.
Conceitos Básicos (cont... )
Para falhas de menor porte, emprega-se o termo falha extensional para designar falhas que estendem um dado referencial (camada, corpo tabular, etc.), independente de sua estrutura interna.
Dependendo do referencial, pode-se falar em extensão crustal ou extensão paralela à camada.
Mergulho do Plano de Falha
· Mergulhos do PF entre zero e 90°
· Em geral PF = 60° (valor teórico)
· Mas podem ser de alto ou baixo ângulo
· Os diferentes mergulhos tendem mesmo a coexistir.
Sistemas de Falhas Extensionais - Modelo Tipo Dominó Rígido
Também chamada de tectônica do tipo dominó ou estante de livros (bookshelf tectonics), descreve a rotação de uma série de blocos rígidos individuais simultaneamente e no mesmo sentido.
Condição para formar sistemas do tipo dominó EXISTÊNCIA DE UMA ZONA DE FRAQUEZA DE BAIXO ÂNGULO(pode ser uma camada mais dúctil, uma falha ou descontinuidade préexistente, uma camada de sal, etc.)
Principal Diferença com relação aos sistemas graben-horst ASSIMETRIA
Desenvolvimento de um Sistema do Tipo Dominó (com compensação de irregularidades):
Inicial – a transição para a parte não afetada é acomodada por uma falha lístrica.
Se a extensão for considerável e durar tempo suficiente, as falhas do dominó serão rotacionadas para uma posição muito diferente da original, gerando-se um novo conjunto de falhas.
 
· As novas falhas se formam quando a tensão cisalhante ao longo do primeiro conjunto diminui e fica abaixo da tensão cisalhante crítica da rocha, que depende da resistência dos blocos e da fricção nas falhas.
· Para valoresde fricção realistas, demonstra-se que as novas falhas se formam a partir de uma rotação de 20 a 45°.
· Para uma falha com mergulho inical de 60°, ela pode ser rotacionada até ficar com mergulho de 40 a 15° e continuar ativa.
· A partir desse ponto, as falhas originais se tornam inativas e novas falhas se formam, prosseguindo a rotação.
Este seria o resultado esperado em áreas extensionais de grande magnitude, submetidas a extensão crustal significativa e prolongada.
Falhas Normais de Baixo Ângulo, Extensão Crustal e Núcleos de Embasamento:
Falhas normais de baixo ângulo
· Do ponto de vista mecânico representam um problema - 1 vertical não gera ruptura em planos de baixo ângulo de mergulho
· A reativação de falhas inversas pré-existentes é também improvável (não há evidências).
· A explicação mais provável é que essas falhas tenham sido originalmente de alto ângulo e tenham sido rotacionadas depois.
Extensão crustal e a geração de núcleo de embasamento:
1) Formação de falha normal lístrica na crosta superior, que se torna progressivamente horizontal ao longo de uma zona de fraqueza na transição rúptildúctil (placa superior placa inferior). Sucessivas falhas se formam em arranjo subparalelo ou em cunha.
2) Após certa quantidade de extensão, forma-se novo conjunto de falhas na placa superior (teto). O soerguimento isostático leva à desativação das falhas iniciais, mas seguem se formando novas falhas paralelas ou em cunha.
3) O soerguimento rotaciona a falha original até uma posição mecanicamente favorável para a geração de novo plano de falha no mesmo bloco.
4) O processo se repete até que se estabelece uma série de blocos rotacionados em estilo dominó e semigrabens relacionados.
5) As falhas mais jovens (ativas) são as mais fortemente mergulhantes.
6) A principal diferença em relação ao estilo dominó clássico é que os dominós se desenvolvem em diferentes momentos.
 
 
 
Formação direta de falhas extensionais de baixo ângulo
· A formação de falhas extensionais de baixo ângulo é reproduzida experimentalmente.
· Um dos principais motivos seria a existência de zonas de fraqueza suborizontais, tais como:
· camadas pouco resistentes,
· estruturas pré-existentes (falhas ou zonas de cisalhamento) capazes de gerar uma anisotropia
· Outro motivo importante é a reativação de estruturas de cavalgamento de grande porte em registe extensional.
Geometria do Tipo Rampa-Patamar-Rampa
Rifteamento
Um rifte se forma quando a crosta é distendida por tensões tectônicas. O rifteamento pode ser ativo ou passivo, como modelos extremos levando a ambientes geotectônicos e estruturais distintos.
Riftes ativos - a causa do rifteamento é a subida de manto astenosférico quente (plumas mantélicas) – predomínio da atividade magmática, não necessariamente com extensão
importante.
Riftes passivos - a causa do rifteamento é o estabelecimento de um campo tensional de grande alcance, relacionado à tectônica de placas. Em geral formados em zonas de fraqueza pré-existentes na litosfera.
Os riftes naturais muito comumente têm componentes de ambos os extremos.
Modelo de formação de um rifte – fase 1:
Extensão inicial - Arqueamento suave da crosta em grande escala (formação de domos), em que são geradas ou reativadas fraturas profundas. Nesse estágio, quantidade de strain é baixa, e as fraturas podem ser preenchidas por magma gerando diques.
Modelo de formação de um rifte – fase 2:
Fase principal - Estágio de extensão onde a crosta é afinada na vertical e estendida na horizontal. Forma-se um complexo de falhas extensionais e já se tem sedimentação sincrônica (não mostrada no desenho).
Modelo de formação de um rifte – fase 3
Subsidência e sedimentação pós-rifte - Após cessada a extensão, tem início o estágio de subsidência. A sedimentação continua. Na pilha sedimentar podem-se gerar falhas devido à compactação diferencial.
Margens Passivas e Riftes Oceânicos
Se um rifte continental seguir se estendendo, o resultado é que a crosta vai romper e ser substituída por crosta oceânica.
Quando isso acontece, o que se estabelece de cada lado desse rifte é uma margem passiva, que agora fica situada em crosta oceânica.
Margens passivas têm baixa atividade sísmica, e a atividade tectônica é principalmente gravitacional.
Extensão sinsedimentar causada por gravidade. Os blocos se movem sobre uma fina camada de sal, descolando do substrato.
Margens Passivas e Riftes Oceânicos
Enquanto a margem continental gradualmente subside e é coberta pelos sedimentos clásticos, a atividade tectônica no rifte é geralmente significativa.
Nos riftes ocânicos há muito mais produção de magma e calor, em contraposição aos continentais.
A combinação de magma quente + litosfera fina resulta numa estrutura positiva, com um graben relativamente elevado no eixo central, com geometria semelhante à encontrada nos núcleos de embasamento, mas sem a erosão
Transcorrência, Transpressão e Transtração:
Estruturas formadas em regime de transcorrência e derivados (transpressão e transtração) - Conceitos básicos
Estruturas de Rejeito Direcional (strike-slip) 
· O vetor deslocamento é paralelo à direção do plano de movimento. A estrutura ideal não tem componente vertical. 
· O plano de falha tem alto ângulo de mergulho (com frequência é subvertical), resultando em linhas retas em mapas e fotografias aéreas (vista em planta). 
· As irregularidades do plano de falha são mais comuns na vertical que na horizontal, mas ambas podem acontecer. 
· As falhasdesse tipo são geralmente muito extensas, atingindo centenas de km – Santo André (Califórnia), Anatólia (Turquia), Great Glen (Escócia), Alpine (Nova Zelândia). 
Falha de rejeito direcional (strike-slip) pura. 
Como as camadas, neste caso, são horizontais, a estrutura vista em planta ou em perfil tem deslocamento aparentemente nulo.
Falha de rejeito direcional (strike-slip) pura. 
As camadas têm direção paralela à da falha, e o deslocamento é aparentemente nulo quando a estrutura é vista em planta, mas é evidente na vista em perfil.
Conceitos básicos (cont...)
 FALHAS DE TRANSFERÊNCIA 
· São falhas de rejeito direcional que exercem o papel cinemático de transferir o deslocamento de uma falha para outra. 
· o termo é usado especificamente para falhas de strike-slip que terminam de encontro a outras falhas ou fraturas. 
· essas falhas conectam estruturas em qualquer escala. 
EM ESCALA MAIS AMPLA
 (
Estrutura de rejeito direcional como rampa lateral em ambiente de extensão
)
 (
Estrutura de rejeito direcional como rampa lateral em ambiente de contração
)
 (
Falhas de transferência comuns em sistemas de riftes continentais.
)
· Uma falha que transfere o movimento de um segmento a outro da dorsal mesoceânica é denominada F A L H A T R A N S F O R M A N T E 
· As falhas transformantes têm escala quilométrica e segmentam placas litosféricas ou formam limites de placas litosféricas. 
· Falha de Santo André, na Califórnia, é o exemplo mais famoso – limite entre a placa da Norte-americana e a placa do Pacífico. 
FALHA TRANSFORMANTE
Dorsal mesoceânica
 Vista em perspectiva
 Vista em planta
O comprimento da falha aumenta de modo diretamente proporcional à velocidade de separação.
FALHAS TRANSCORRENTES 
· Para distinguir das falhas transformantes, o termo transcorrente é usado preferencialmente para falhas de strike-slip que cortam a crosta continental e têm as terminações livres. 
· Os extremos livres se movimentam de modo que a falha se propaga, e o seu comprimento aumenta à medida que o deslocamento se acumula. 
· Em contraposição às transformantes, as falhas transcorrentes são intraplaca. 
· Em profundidade, as falhas transcorrentes podem terminar contra outras estruturas, como falhas de empurrão, ou passar progressivamente para zonas de cisalhamento. 
· O uso corrente tende a generalizar o termo transcorrente como sinônimo de falha de strike-slip. Não é estritamente correto, mas é usual. 
FALHA TRANSCORRENTE EM ESCALA CRUSTAL
DESENVOLVIMENTO E ANATOMIA DE FALHAS DE STRIKE-SLIP:
 (
MODELAMENTO COM DOIS BLOCOS MACIÇOS DE MADEIRA SOB UMA CAMADA DE ARGILA SOB CISALHAMENTO SIMPLES (Experimento de Riedel, anos 1900)
)
 (
Desenvolvimento de fraturas do tipo R (Riedel) e alargamento da zona de cisalhamento em direção à superfície.
)
Classificação de fraturas subsidiárias com base na sua orientação e sentido de movimento em relação à zona de strike-slip principal 
· Fraturas cisalhantes Riedel (ou fraturas tipo-R) (Riedel shears) – se formam a baixo ângulo com a zona principal e têm o mesmo sentido de movimento, ou seja, são sintéticas. 
· Fraturas cisalhantes–P (ou fraturas tipo-P) (P-shears) - se formam logo depois das fraturas R. São também sintéticas e estão relacionadas à flutuação do campo tensional ao longo da zona pelo acúmulo de deslocamentos. 
· Fraturas cisalhantes R’ (ou anti-Riedel) – são fraturas antitéticas e se formam em alto ângulo com a zona principal. Em geral são as menos desenvolvidas. 
· Fraturas T – fraturas trativas que se formam no plano perpendicular ao eixo X local. 
· Fraturas cisalhantes Riedel (ou fraturas tipo-R) (Riedel shears) – se formam a baixo ângulo com a zona principal e têm o mesmo sentido de movimento, ou seja, são sintéticas. 
· Fraturas cisalhantes–P (ou fraturas tipo-P) (P-shears) - se formam logo depois das fraturas R. São também sintéticas e estão relacionadas à flutuação do campo tensional ao longo da zona pelo acúmulo de deslocamentos. 
· Fraturas cisalhantes R’ (ou anti-Riedel) – são fraturas antitéticas e se formam em alto ângulo com a zona principal. Em geral são as menos desenvolvidas. 
· Fraturas T – fraturas trativas que se formam no plano perpendicular ao eixo X local.
 
Estruturas formadas por movimento transcorrente horário
FALHAS DE STRIKE-SLIP CONJUGADAS Cisalhamento Puro
· Falhas conjugadas se formam ao mesmo tempo e têm sentidos de movimento compatíveis com a tensão principal que as gerou. 
· É comum que uma delas se desenvolva melhor que a outra. 
· O ângulo entre elas é em geral de 60°, mas varia com o coeficiente de atrito interno dos materiais (N). 
· Cinemática: cisalhamento puro no plano horizontal, onde o encurtamento numa direção é compensado por extensão a 90° (fratura extensional em azul claro) 
· No plano perpendicular a F1, estruturas de contração (estilolitos). 
Curvas de contenção e liberação Irregularidades em 3D - Estruturas em Flor
 
TRANSPRESSÃO E TRANSTRAÇÃO 
· Transpressão e transtração se referem ao tipo de deformação que ocorre nas curvas de contenção ou liberação das falhas de strike-slip. 
· Entretanto, esse tipo de deformação não precisa estar restrito às curvas. 
· Transpressão ou transtração podem ocorrer se a estrutura (zona de falha ou zona de cisalhamento) não for puramente de strike-slip, ou seja, não resulta apenas de cisalhamento simples Transpressão = {cisalhamento simples + componente de encurtamento perpendicular à zona de falha (ou de cisalhamento)} SIMULTÂNEOS Transtração = {cisalhamento simples + componente de extensão perpendicular à zona de falha (ou de cisalhamento)} SIMULTÂNEOS 
O Elipsoide de Deformação
· A componente de strike-slip é um deslocamento horizontal por cisalhamento simples num plano de movimento vertical. 
· O encurtamento resulta de um cisalhamento puro, com encurtamento horizontal e extensão vertical e/ou lateral. 
· O eixo máximo do elipsoide de deformação (X): - é vertical na transpressão, se a componente de cisalhamento puro for significativa; - é horizontal na transpressão, se a componente de cisalhamento puro for subordinada à de cisalhamento simples; - é sempre horizontal na transtração. 
· De modo geral, uma zona de transpressão onde predomina o cisalhamento puro gera lineações de estiramento (X) verticais; 
· Do mesmo modo, zonas de transpressão onde predomina o cisalhamento simples terão lineações de estiramento (X) horizontais. 
TRANSPRESSÃO
 (
Transpressão com predomínio de cisalhamento simples
) (
Transpressão com predomínio de cisalhamento puro
)
TRANSTRAÇÃO
 (
Transtração com predomínio de cisalhamento puro
) (
Transtração com predomínio de cisalhamento simples
)
DECOMPOSIÇÃO DA DEFORMAÇÃO - Strain Partitioning 
· Strain partitioning, ou decomposição da deformação, é a distribuição da deformação total em zonas ou domínios no interior da zona deformada como um todo, dentro dos quais ela se subdivide em diferentes tipos. 
· Esta decomposição da deformação ocorre em todas as escalas, incluindo a escala mais ampla, nos limites de placas litosféricas. 
· Numa zona de colisão oblíqua entre duas placas, a deformação é transpressiva, e se reparte em cisalhamento simples e cisalhamento puro de acordo com o âgulo entre o limite de placas e o vetor movimento. 
· Um limite de placas divergente em que o vetor movimento seja oblíquo ao limite das placas resulta em deformação transtrativa. 
Prática:
Representação de estruturas em projeção esteriográfica:
Estrutura Planar Horizontal a Suborizontal:
Estrutura Planar Vertical a Subvertical:
Exemplos:
 
 
EM DOBRAS CILÍNDRICAS:
 Diagrama π Diagrama β
· Plotando-se os traços ciclográficos de cada plano tangente à a superfície dobrada, eles se interceptam aproximadamente num ponto, chamado de β. 
· Os polos dos planos tangentes à superfície dobrada definem um grande círculo (meridiano) no estereograma, que é chamado de MERIDIANO MODAL. 
· O polo do Meridiano Modal (π) define o eixo da dobra. 
Diagrama Contornado:
· Os contornos (ou isolinhas)indicam a densidade de pon-tos por unidade de área. 
· A rede utilizada é equiárea (ou de Schmidt). 
· Válido apenas para uma quanti-dade de medidas grande (em geral n > 100). 
Aplicação da rede estereográfica para o estudo de dobras:
1. VERIFICAÇÃO DA CILINDRICIDADE e DETERMINAÇÃO DO EIXO:
 
 (
Numa dobra cilíndrica, as retas normais à superfície dobrada estão contidas num mesmo plano, que é o seu PLANO de PERFIL.
)
Para verificar se a dobra é cilíndrica: 
1. Plotar todas as medidas da superfície dobrada como polos no mesmo estereograma; 
2. Rotacionar a transparência até que todos os polos fiquem aproximadamente sobre o mesmo meridiano ; 
3. Se houver um meridiano que sirva na distribuição, a dobra é considerada cilíndrica. 
Para estimar a orientação do eixo da dobra: 
1. se as retas normais à superfície dobrada são co-planares; 
2.se o plano de perfil é o plano que contém essas retas, e ele é perpendicular ao eixo da dobra (por definição); 
3.então o eixo da dobra é o polo do plano de perfil, ou seja, do meridiano modal determinado no caso anterior . 
A construção do eixo de uma dobra dessa forma é chamada de método π, assim como o diagrama resultante.
2. SUPERFÍCIE AXIAL E ÂNGULO ENTRE OS FLANCOS:
O ângulo entre os flancos expressa o grau de abertura da dobra. 
É o ângulo entre os polos dos flancos, e haverá sempre duas possibilidades (ângulo agudo ou obtuso).
Precisa evidência independente para decidir (croquis, fotos de campo, etc.).
A superfície axial é a superfície que contém as linhas de charneira de todas as superfícies dobradas.
 É também definida como o plano bissetor do ângulo entre os flancos. 
Assim, πa (na figura) é a bissetriz dos polos dos flancos e, portanto, o polo do plano bissetor, ou seja, da superfície axial.
E X E R C Í C I O
 Usando as medidas abaixo, tomadas ao longo de uma superfície dobrada, e apresentadas em notação de trama, determine:
 a) Se a dobra é cilíndrica ;
 b) Qual a atitude do seu plano de perfil; 
c) Qual a atitude do seu eixo. 
d) Sabendo que o traço da superfície axial no plano horizontal tem orientação 076-256, determine a atitude da superfície axial. 
(79/ 300) (56/ 148) (36/ 180) (32/ 203) (35/ 250) (46/ 273) (62/ 288) (72/ 138) (68/ 148) (46/ 153) (45/ 166) (27/ 216) (36/ 234) (44/ 264) (53/ 283) (71/ 295) (82/ 132;) (57/ 154)
Representação de estruturas em projeção esteriográfica: 2
Aplicação da rede estereográfica para o estudo de dobras: cont...
3. ANÁLISE DO ESTILO: curvatura e ângulo entre flancos
 
 
 
A análise estereográfica de dobras, embora muito útil em áreas de pouco afloramento, tem que ser vista com cuidado, porque os resultados podem ser muito mascarados e influenciados pela quantidade de medidas e pelos locais onde as medidas foram feitas.
ANÁLISE DO ESTILO: algumas regras gerais
3.1 ABERTURA
· a variação da atitude da superfície dobrada é bem menor nas dobras abertas, e por isso elas formam polos mais concentrados no meridiano modal; 
· dobras muito abertas tendem a ocupar uma área restrita do meridiano modal, e quanto mais fechadas, mais espalhados vão ficando os polos na guirlanda; 
· o tamanho da área onde não há polos no meridiano modal dá ideia do ângulo entre os flancos; sendo assim, quanto mais completa a guirlanda, mais apertada a dobra; 
3.2 CURVATURA
· dobras de flancos planos e charneiras angulosas tendem a gerar padrões de guirlanda onde se observam dois conjuntos de polos, enquanto as dobras de charneiras arredondadas geram padrões mais difusos, onde as concentrações tendem a ser gradacionais; 
3.3 ASSIMETRIA E CLASSIFICAÇÃO
A dobra representada no bloco diagrama é também representada abaixo em dois tipos de diagramas: 
O da esquerda é uma diagrama , onde as diversas medidas da superfície dobrada (S) são representadas como traços ciclográficos que se interceptam no ponto B, quivalente ao eixo da dobra; neste diagrama, o PA da dobra é representado pelo meridiano em negrito. 
O da direita é um diagrama , onde os pontos são polos da superfície dobrada e os “x” são medidas de eixo. 
Uma vez que é cilíndrica, a dobra pode então ser classificada com base na orientação de seu Plano Axial (PA) e de seu Eixo (B). 
O EXERCÍCIO A SEGUIR DEVE SER ENTREGUE NO DIA
Com base nos diagramas a seguir, descreva, dê a orientação do eixo e do PA e classifique as dobras com base na orientação de seu eixo e PA.
 
 
Representação de estruturas em projeção esteriográfica: 3
Interpretação de estereogramas: Exercício 1
Com base no diagrama abaixo, interprete o significado da distribuição de medidas e determine o sentido de movimento da zona de cisalhamento.
Interpretação de estereogramas: Exercício 2
APRESENTAÇÃO 
O mapa da figura 1 se refere à região de Porto Belo-Bombinhas (SC), onde ocorrem diversos granitoides sintectônicos à Zona de Cisalhamento Major Gercino (SC). No figura 2, a área é dividida em domínios, e os estereogramas de cada domínio são identificados com as litologias por terem a mesma cor de fundo. As figuras 3 e 4 mostram os mesmos estereogramas ampliados, para facilitar a observação de detalhes. 
Os seguintes domínios são representados: 
(a) e (b) Domínio sul – granitóides sintectônicos tardios; 
(c) e (d) Domínio norte – granitóides sintectônicos tardios; 
(e) Domínio leste – granitóides sintectônicos precoces e embasamento; 
(f) Domínio leste – estruturas mais antigas; 
(g) Estruturas tardias presentes em todos os domínios
LEGENDA 
Sm Lm – foliação e lineação miloníticas 
S0-m L0-m – foliação e lineação magmática // milonítica 
SA LA – foliação e lineação mais antiga 
St Lt – foliação milonítica tardia
QUESTÃO 
Faça uma análise da orientação das foliações (S) e lineações (L) apresentadas em cada domínio, determinando a atitude média mostrada em cada diagrama e a relação entre as estruturas representadas, e interprete o significado relativo das estruturas nos domínios norte e sul para os granitoides sintectônicos tardios.
 
 
Prática de lineações:
Lineação – elementos geométricos ou parâmetros característicos:
· direção virtual ou sentido (varia de 0 a 360°);
· caimento (varia de 0 a 90°);
· obliqüidade ou rake (varia de 0 a ±90°);
· direção real é a orientação da lineação quando o plano de referêcia é horizontal.
Quem tem DIREÇÃO e MERGULHO é PLANO!
 (
“... a posição espacial de uma lineação existente numa rocha desprovida de foliação é definida
pela intersecção dos planos normais aos planos naturais ou artificiais, e não paralelos, que
mostram projeções de tal lineação.”
(prof. Breno Corrêa da Silva Filho, 1979, 
in
: Acta Geol. Leopoldensia 6 – V. III, nº 10)
)
 
 
 
PROBLEMA
Um geólogo se deparou com um afloramento de uma rocha milonítica, formente lineada, porém sem foliação aparente (tectonito L). Este afloramento tem os seguintes planos de exposição, com suas respectivas lineações aparentes medidas em campo:
P1 (145/62) – L1 rake -26°
P2 (150/45) – L2 (37;201.5)
P3 (060/90) – L3 (15;060)
Qual a lineação real desta rocha?(com base nas lineações de intersecção dos planos N)
Rotação de dados em projeção estereográfica:
ROTAÇÃO DE DADOS - COMO, POR QUÊ, PARA QUÊ? 
· A geração de muitas estruturas geológicas resulta na modificação da orientação original de linhas e planos por rotação (dobras, falhas, basculamento de blocos). 
· O uso da rede estereográfica permite reconstituir a orientação original desses elementos geométricos por meio dos seguintes parâmetros: 
· ângulo de rotação, 
· sentido de rotação (horário ou anti-horário), 
· atitude do eixo em torno do qual a rotação ocorreu. 
· Casos mais simples - eixo horizontal ou vertical 
· Casos mais complexos - eixo inclinado = somatório de etapas de rotação mais simples. 
ROTAÇÃO DE LINHAS E A GERAÇÃO DE CONES
 
 
Eixo (R) vertical Eixo (R) horizontal
 (
Eixo (R) horizontal – retas A, B, C, D rotacionadas de diferentes ângulos, no mesmo sentido.
)
· Na rede estereográfica, os cones são representados pelos pequenos círculos, ouseja, pelos paralelos. 
 (
Posição das linhas na rede antes e depois da rotação
:
) 
Procedimentos 1: Rotacionar linha em torno de eixo vertical
 
Exemplo1: Determinar a orientação da linha L = (00; 150) após uma rotação anti-horária de 70° em torno de um eixo vertical. 
1. Plotar a linha L 
2. Contar 70° no sentido anti-horário e plotar L’ 
3. Ler a atitude L’ (00; 080)
Exemplo2: Determinar a orientação da linha L = (30; 150) após uma rotação anti-horária de 70° em torno de um eixo vertical. 
1. Plotar a linha L e marcar a sua projeção horizontal (no círculo máximo) 
2. Contar 70° no sentido anti-horário ao longo do círculo máximo para encontrar a projeção horizontal de L’ 
3. Plotar novamente L’ com seu caimento original L’ = (30; 080)
Rotação de dados em projeção estereográfica: Parte 2
Procedimentos 2: Rotacionar linha em torno de eixo horizontal
 
 
1. Plotar a linha L (xx; yyy) e o eixo de rotação R (00; yyy) no estereograma.
2. Rotacionar a rede até que o seu diâmetro NS coincida com R. Ou rotacionar a transparência, o importante é que o efeito final seja o mesmo (eixo de rotação = eixo da rede). 
3. A trajetória de rotação de L descreve o paralelo sobre o qual ela se situa.
4. Encontra-se a nova posição de L deslocando sua projeção estereográfica sobre o paralelo onde ela plota, com o valor e sentido de rotação indicado (50° no sentido anti-horário, no exemplo).
Posições sucessivas da mesma linha se submetida a uma rotação contínua de 360°.
Procedimentos 3: Como rotacionar um plano em torno de um eixo horizontal?
 (
ETAPA 1 
Posições 1, 2, 3
)
 (
ETAPA 2 
Posições 3, 4, 5, 6, 7
)
 (
ETAPA 3 
Posições 7, 8, 9
)
Exercícios:
1) Determine a atitude da linha L1 (00; 030) após uma rotação de 110° em torno de um eixo horizontal N, no sentido horário. 
2) Determine a atitude da linha L2 (40; 120) após a mesma rotação.
3) Determine a atitude da mesma linha L1 se a rotação de 110° for no sentido anti-horário em torno do mesmo eixo. 
4) Faça o mesmo para a linha L2. 
5) Determine a atitude de um plano S1 (162; 50) após uma rotação horária de 70° em torno de um eixo horizontal de orientação (030).
Exercícios:
1)A orientação de ripple marks é (45; 074) num plano de acamadamento de atitude (60° / 130). Determine o sentido original da corrente. 
Resposta: sentido da PC é para 094 
2)Dada a atitude de um plano de acamadamento S0 (360; 35), determinar as lineações de paleocorrentes a partir dos seguintes planos de estratificação cruzada: 
(a) (069; 44) (b) (242; 80) 
Resposta: (43; 198) e (83; 151) 
ATENÇÃO No item 2) rotacionar o POLOS de planos, e não a linha de máxima declividade!
Exercícios:
Num flanco de dobra de escala regional, dois pacotes sedimentares estão em discordância angular, o pacote A, superior, mergulhando 30° no sentido (146°), e o pacote B, inferior, mergulhando 52° para (066). Nesta área, as seguintes observações e medidas estruturais foram feitas:
a) No pacote A, estruturas lineares indicativas de paleocorrente têm rake de +40° no plano de S0, com o mesmo sentido do caimento das linhas.
b) No pacote B, outros indicadores permitiram determinar a direção da corrente segundo linhas de orientação (28; 000), mas o sentido da paleocorrente, conforme indicado pelas estruturas, é oposto ao do caimento das linhas preservadas.
Faça a reconstrução geométrica da área e determine o sentido original das paleocorrentes em cada um dos pacotes.
GABARITO
Passo 1 - rotação de 30° ah para horizontalizar A0
L0A1 = (00; 097) - paleocorrente para 097°
Plano B0-1 = (53/042)
L0B2 = (50; 017) - paleocorr para 197
Passo 2 - rotação de 53°ah para horizontalizar B0-1
L0-B3 = (00; 026) - paleocorrente para 206°