UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

DISCIPLINA: GEOLOGIA APLICADA À MINERAÇÃO

CONTINUAÇÃO DO

CAPÍTULO 2. ELEMENTOS DE GEOLOGIA ESTRUTURAL

PARTE 3 – ESTRUTURAS TECTÔNICAS DOBRAS, FOLIAÇÕES & LINEAÇÕES, ZONAS DE

CISALHAMENTO DÚCTIL

AUTOR: Prof. Roberto Vizeu Lima Pinheiro – Faculdade de Geologia Colaboradores: Roberto B. Leal Segundo & Fábio Henrique G. Domingos

Súmula dos Assuntos Abordados nesta Etapa:

Introdução I- Deformação Dúctil e suas Estruturas II- As Dobras

a) Classificações mais usadas na descrição das dobras III- Foliações e Lineações

Comentários complementares sobre a presença da foliação e da lineação em tectonitos

IV- Zona de Cisalhamento Dúctil Milonitos e Cataclasitos

Literatura de Apoio

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Introdução Nesta parte do curso finalizamos a apresentação das estruturas tectônicas presentes nas rochas, enfocando mais especificamente as estruturas dúcteis, destacando dentre elas, as dobras, foliações e lineações, e as zonas de cisalhamento dúctil. Nossa abordagem seguirá em linhas gerais o mesmo caminho dos blocos anteriores, isto é, serão apresentadas as diferentes classificações geométricas pertinentes, e uma introdução aos mecanismos de formação de algumas dessas estruturas. É importante lembrar que o objetivo ainda é reconhecer, registrar descritivamente e quantitativamente as estruturas tectônicas e representar essas informações no espaço cartográfico, dirigindo os resultados para o mapeamento geológico, como ferramenta básica em toda abordagem geológica. O objetivo final é o entendimento da história geológica das rochas onde essas feições possam ocorrer tendo o tempo geológico como elemento intrínseco fundamental. Ressalta-se novamente que a Análise Geométrica é a ferramenta metodológica inicial para qualquer abordagem na Geologia Estrutural, que permite a organização espacial e temporal das estruturas tectônicas em suas diferentes escalas. Somente a partir da Análise Geométrica se pode elaborar a Análise Cinemática, cujo alcance pode conduzir o estudo, de modo seguro, para a História Geológica. Com parte final desse bloco de informações, é importante que o estudante perceba os diferentes processos responsáveis pela deformação na Terra, e entender que os mesmos se distinguem basicamente a partir do local (posição na placa e profundidade) onde se formam, das características mecânicas das rochas envolvidas e da taxa se deformação (strain rate) subordinada. Os processos de deformação, sob este aspecto, não têm relação imediata com o tempo geológico, podendo os diferentes processos ter lugar concomitantemente em qualquer momento do tempo geológico, ao longo de sua história evolutiva.

I - Deformação Dúctil e suas Estruturas Na segunda parte deste curso (Parte II) foram apresentadas breves considerações conceituais sobre os diferentes tipos de deformações e seus ambientes (veja o ítem II- Ambientes de Deformação em Profundidade na Litosfera). Na ocasião foram introduzidos os conceitos de deformação rúptil e deformação dúctil e suas implicações no mecanismo de desenvolvimento das estruturas tectônicas. Em seguida, naquele módulo, foram apresentadas as principais estruturas de natureza rúptil com destaque para as fraturas de modo generalizado, incluindo os diferentes tipos de falhas e estruturas subordinadas. Nesta parte vamos abordar particularmente as estruturas dúcteis e para isso há necessidade inicialmente de se ter noção clara do conceito de deformação dúctil e suas estruturas subordinadas. Como mencionado em tópicos anteriores, o comportamento dúctil acontece em condições limitadas de temperatura e pressão, reservadas particularmente a

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profundidades litosféricas maiores que 10 a 15 km, variavelmente nos diferentes ambientes geológicos terrestres. Este ambiente é associado particularmente às chamadas zonas de cisalhamento dúctil, como feições comuns na litosfera (Fig.1).

Fig. 1 – As falhas (zonas de cisalhamento rúptil) e as zonas de cisalhamento dúctil em relação a profundidade crustal. Os diferentes tipos de rochas geradas refletem o ambiente crustal e as condições de deformação. Veja texto a seguir para informações complementares. As zonas de cisalhamento dúctil correspondem a um conjunto de estruturas formadas em posição meso a infracrustal, as quais se associam direta ou indiretamente, tanto espacialmente quanto temporamente, a grande maioria das dobras e tramas foliadas (planares) e estiradas (lineares), nos diferentes ambiente geológicos terrestres. A palavra dúctil é aplicada em Geologia Estrutural em diferentes sentidos, relacionada à pelo menos dois critérios mecânicos mais importantes: (1) a reologia da deformação, tomando em consideração as relações entre tensão (stress), taxa de deformação (strain rate), pressão e temperatura; e (2) aos mecanismos microscópicos (em escala de cristais) operantes capazes de produzir deformação sob condições de fluxo viscoso. Entende-se por deformação dúctil o conjunto de processos tectônicos desenvolvidos por deformação permanente, no estado sólido, onde não há perda de coesão em qualquer escala (desde a escala do grão do cristal até dimensões quilométricas), sem evidências de deformação rúptil. Observe que ficam excluídos deste conceito, por exemplo, os modelos de deformação sindeposicionais presentes em sedimentos inconsolidados (soft-sediment deformation) e outros tipos que não envolvam mecanismos de deformação cristalográfica, na escala de grãos, que não obedeçam a essas condições reológicas. É comum ainda o emprego dos termos deformação em estado plástico ou mesmo deformação cristalográfica plástica para se fazer referência à deformação dúctil. Esta tentativa deve ser evitada considerando que o termo plástico refere-se exclusivamente a um tipo particular de comportamento reológico que não inclui várias condições específicas presentes durante a deformação dúctil, tais como deslocamento

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intracristalino, e outros (para mais informações veja, por exemplo, o Capítulo 19 – Microscopic Aspects of Ductile Deformation, em Twiss & Moores 1992). O processo dúctil, neste aspecto, pode ser termalmente ativado, ou induzido em condições particulares de deformação sob fluxo em estado sólido, semelhante ao que um torneiro mecânico provoca para facilitar a preparação de uma peça metálica, forçando o material a uma determinada forma, por indução de calor. A propriedade, ou capacidade de fluxo em estado sólido, deve-se ao fato desses materiais, tal como as rochas, serem policristalinos, isto é formados por agregados de cristais. O mesmo se observa em gelo, nos glaciares ao se moverem lentamente por gravidade nas montanhas. O estado dúctil pode ainda ser induzido fora das condições litosféricas ideais por ação de fluidos (p.e. hidrotermais) com altas temperaturas, capazes de alterar o comportamento mecânico das rochas onde o mesmo se aloja ou percola, produzindo recristalização em diferentes condições e escalas. Com exemplo de estudos clássicos e reologia do estado dúctil, sugerimos uma visita a publicação clássica da série Geophysical Monograph n.24 apresentada por Carter et al. (1981) dentre outros mais recentes (p.e. Knipe & Rutter, 1990; Twiss & Moores, 1992 Part IV. Cap.18, 19 e 20). Para finalizar é importante lembrar a necessidade de priorizar, em Geologia Estrutural, a aplicação de termos que envolvam o máximo de caráter descritivo e o mínimo de conotação genética, principalmente quando estes ficam limitados a algum processo geológico específico. O uso de termos descritivos trás facilidade e segurança por se basear em características e observações obtidas diretamente na geometria ou textura da rocha, sem necessariamente envolver aspectos relacionados à sua origem ou mecanismo de formação. Com base na identificação detalhada de feições descritivas particulares de qualquer estrutura geológica, se pode inferir com segurança sobre os diversos aspectos de sua natureza reológica e identificar os diferentes mecanismos de deformação envolvidos, avançando posteriormente no sentido do entendimento de origem da mesma.

II- As Dobras

Sob o ponto de vista geológico Dobras representam flexuras de qualquer elemento geológico planar ou tabular (por exemplo: acamamento, foliação, bandamento composicional ou metamórfico, camada, dique, etc.) geradas por cisalhamento puro, cisalhamento simples ou ambas simultaneamente no caso de deformação transpressiva/transtensiva. As dobras desenham formas geométricas cônicas, cilíndricas ou curviplanares / curvilineares, de acordo com o modo de deslocamento da geratriz responsável pela definição da geometria de sua superfície de contorno (Fig.02).

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Fig. 02 – Dobras cilíndricas, cônicas e curvilineares/curviplanares. O movimento da geratriz de cada uma dessas dobras define as diferenças. Geratriz que se desloca paralelamente no espaço desenha dobras cilíndricas; geratriz que se desloca com um ponto fixo no espaço desenha dobras cônicas. Quando o deslocamento da geratriz é de forma irregular no espaço, desenha-se dobras curvilineares a curviplanares. Semelhantemente a todas as estruturas geológicas identificadas pelos geólogos, as dobras necessitam ser devidamente posicionadas no espaço para que possam ser representadas cartograficamente. É importante lembrar que em Geologia as estruturas são geometricamente organizadas a partir de planos e linhas de referencias materiais ou imaginárias, que possam ser marcadas no sistema de coordenadas geológico, no formato de atitudes de planos e linhas. De uma forma inicial, as dobras podem ser posicionadas no espaço de acordo com a posição de seus eixos e planos axiais (Fig. 03). O eixo corresponde a uma linha que une os pontos de máxima curvatura da estrutura; o plano axial é um plano imaginário que divide a dobra simetricamente e que contem o eixo.

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CalhaPonto de inflexão

Eixo

Flanco

Charneira

Charneira

Plano Axial

Crista

Fig. 03 – Principais elementos geométricos de uma dobra: plano axial – plano de simetria da dobra; eixo – linha que une os pontos de máxima curvatura da dobra; charneira – região de maior curvatura da dobra; flanco – região lateral da dobra; calha e crista – região de charneira côncava e região de charneira convexa respectivamente; ponto de inflexão - ponto que liga duas dobras conjuntas. Outros elementos básicos de caracterização da dobra no espaço são: a região de charneira, o flanco, o ponto de inflexão, a crista e a calha (Fig. 03). É ainda necessário que as dobras sejam caracterizadas com relação a sua escala. Para isso usam-se os mesmos parâmetros aplicados pela Física para o estudo das ondas: o comprimento de dobra (λ) – distância entre duas cristas ou calha; e a amplitude da dobra (A) – distância entre a crista (ou calha) e o ponto de inflexão na posição perpendicular a linha que une vários pontos de inflexão (Fig.04).

Fig. 04 – Referenciais de tamanho das dobras: comprimento de dobra (λ) e a amplitude da dobra. Para que as dobras sejam devidamente estudadas em campo torna-se necessária a sua observação em 3D ou, no mínimo em uma seção verdadeira, isto é em um corte que mostre a estrutura na sua posição frontal, preferencialmente perpendicular a seus

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principais elementos geométricos (eixo e plano axial). Qualquer outro corte que não satisfaça a essa condição representa a dobra em sua seção aparente (Fig. 05).

Fig. 05 – Cortes, ou seções, aparentes e verdadeiras de uma dobra.

a) Classificações mais usadas na descrição das dobras

Quanto à posição relativa da concavidade Dependendo da posição relativa da concavidade pode-se classificar descritivamente as dobras em: (1) antiforme – quando a concavidade da estrutura estiver voltada para baixo; (2) sinforme – quando a concavidade da estrutura estiver voltada para cima; e (3) dobra neutra – quando a concavidade da dobra estiver voltada para os lados (Fig. 06).

Fig. 06 – Dobras tipo antiforme, sinforme e neutra. A classificação se refere à posição relativa da concavidade da estrutura: concavidade voltada para baixo – antiforme; concavidade voltada para cima – sinforme; concavidade posicionada para os lados – dobra neutra.

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É importante, neste ponto, não confundir os termos acima com anticlinal e sinclinal, que, por terem conotação estratigráfica, devem ser usado especificamente para dobras relacionadas a pacotes de rochas sedimentares, ou arranjos em camadas sobrepostas, cuja idade relativa pode ser direta ou indiretamente inferida. No sinclinal as camadas mais novas da seqüência se posicionam na parte central da estrutura, enquanto que em anticlinais as camadas mais velhas estão arrumadas no centro da feição (Fig. 07).

Fig. 07 – Modelos de dobras anticlinais e sinclinais em pacotes de rochas sedimentares onde as camadas mais inferiores são mais velhas que as superiores obedecendo a Lei da Superposição das Camadas. No anticlinal a camada mais antiga está no centro da estrutura; no sinclinal a camada mais nova está no centro.

Quanto ao ângulo de abertura da dobra (ângulo interflancos) O ângulo formado entre os flancos da dobra, conhecido como ângulo interflanco, é um dos parâmetros geométricos mais elementares usados para descrever a geometria das dobras. De acordo com essa relação as dobras podem ser descritas como (Fig. 08): Terminologia Ângulo interflanco - Suave - ângulo entre 180º e 120º - Aberta - ângulo entre 120º e 70º. - Fechada - ângulo entre 70º e 30º. - Apertada - ângulo entre 30º e 0º. - Isoclinal - ângulo de 0º - flancos paralelos.

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Fig. 08 – Tipos de dobras de acordo com o ângulo de fechamento ou ângulo entre os flancos (ângulo interflanco).

Quanto à simetria (ou assimetria) As dobras em suas seções perpendiculares aos seus planos axiais (seções verdadeiras) podem mostrar padrões de simetria ou assimetria. Padrões assimétricos são determinados pela presença de segmentos em seqüências “longo-curto-longo” desenhando figuras em “Z” ou “S”, indicativos de cinemática destral ou sinistral respectivamente (Figs. 9 e 10).

Fig. 09 – Padrões de assimetria observados em perfil verdadeiro de dobras, definido pela presença de dobras com flancos NE sequência “longo-curto-longo”. A partir da assimetria se determina a vergência da estrutura (direção de transporte).

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A assimetria determina a direção de fluxo, que pode estar relacionada, em maior escala, a direção de transporte tectônico ou a vergência tectônica. A vergência representa a direção de deslocamento de massa tectônica, geralmente associada à direção de proveniência do tensor de encurtamento.

Fig. 10 – Os diferentes padrões de dobras parasíticas, em “Z”, “S, “M” e “W”, compondo partes de dobras maiores. As vergências relativas a cada situação estão indicadas nas figuras em detalhe. Observar que as dobras em “M” e “W” marcam a posição dos ápices da dobra maior, e correspondem a antiformes e sinformes respectivamente. Em escala continental, a vergência indica a posição do “ante-país” (terreno rígido, ou maciço, situado por trás da zona de dobramento nos terrenos de colisão – termo herdado da Teoria Geosinclinal), permitindo o posicionamento das estruturas no contexto do cinturão. A presença de obstáculos (buttress) no espaço da convergência pode inverter as direções de vergência localmente, ou mesmo regionalmente. Padrões simétricos se caracterizam por ângulos retos entre a linha (ou superfície) envoltória e o traço do plano axial (ou linha de simetria da dobra), e pela ausência de segmentos curtos e longos nos flancos das dobras. Dobras simétricas são sugestivas de relação com campos de tensões coaxiais (Fig. 11).

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Fig. 11 – Os padrões de dobras parasíticas, em “Z”, “S, “M” e “W”, e seus respectivos sentidos cinemáticos. Os parâmetros W e A correspondem ao comprimento de onda e amplitude da dobra, descritos na Fig.04.

Quanto ao ângulo de mergulho das isógonas (Classificação de Ramsay)

O estilo da dobra, neste caso, é comparado a partir do estilo dos dois planos de acamamento que determinam o top e a base da camada dobrada. Esta comparação, conforme sugerido por Ramsay, pode ser feito a partir do ângulo de mergulho das isógonas. Este parâmetro geométrico, representado por uma linha no perfil da dobra, pode se determinado ao se encontrar na dobra dois pontos de interseção, um na base e outro no topo da camada dobrada, entre a superfície dobrada e a linha tangente que forma o mesmo ângulo em relação à linha ortogonal ao traço axial da mesma (Fig. 12). De acordo com essa classificação se individualizam três grupos de dobras:

1- Dobras com isógonas convergentes: Classe 1A; Classe 1B e Classe 1C.

2- Dobras com isógonas paralelas: Classe 2.

3- Dobras com isógonas divergentes: Classe 3.

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O arranjo das linhas de isógonas reflete geometricamente os diferentes tipos de dobras individualizadas a partir das diferenças em espessura apical: - Dobras da Classe 1A apresentam ápice menos espesso que os flancos. - Dobras da Classe 1B apresentam espessura apical semelhante à espessura dos flancos. - Dobras da Classe 1C, Classe 2 e Classe 3 têm ápices gradativamente mais espessos. Compare os desenhos apresentados na Fig.12. A variação da espessura apical reflete as condições mecânicas da rocha sobre dobramento e/ou as condições físicas do ambiente onde o processo ocorreu, de tal modo que: 1-Dobras 1A indicam baixa capacidade de fluxo de material para as zonas de baixa tensão (região apical) e/ou ambiente relativamente raso. 2- Dobras 1B, 1C e 2 formam-se em níveis crustais progressivamente mais profundos respectivamente, ou tem relação com rochas relativamente menos competentes. 3 – Dobras da Classe 3 se relacionam com processo de dobramento em níveis crustais relativamente profundos (plenamente dúcteis), ou envolve dobramento de rochas com plasticidade alta para permitir fluxo fácil de material para a região apical, onde há predominância de baixas tensões. Enquanto as dobras dos tipos 1A e 1B se relacionam a ambientes de níveis crustais rasos, rúpteis, as dobras dos tipos 1C a 3 têm relação com ambientes progressivamente mais dúcteis. As dobras da Classe 3, que refletem condições plenamente dúcteis de formação, podem evoluir para processos de rompimento de flancos e de transposição, com eventual deformação completa da dobra. Desta forma, é importante observar que a classificação, por mais geométrica que pareça, conduz para interpretações genéticas e mecânicas bem estabelecidas e por essa razão tem importância primordial entre as diferentes classificações e sugestões de descrições para as dobras. Para complementação se sugere uma consulta na Figura 11.20, na página 232 de Twiss e Moores (1992), que apresenta a classificação tomando como base a variação da espessura apical para as diferentes dobras, com base na classificação de Ramsay acima mostrada.

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Fig. 12 – Diferentes tipos de dobras classificadas de acordo com o mergulho das linhas de isógonas. A figura no canto superior esquerdo mostra a definição geométrica da isógona de mergulho. A classificação foi sugerida por Ramsay e diferentes tipos apresentados têm relação direta com as condições mecânicas do dobramento, iniciando com fraca ductibilidade e no tipo 1A e aumento gradualmente a ductibilidade em direção da dobra tipo 3 (veja texto).

Quanto ao mecanismo de formação

As dobras podem se formar por (1) flexura do elemento planar – tabular; (2) por cisalhamento do elemento planar – tabular ou (3) por arrasto nas bordas e adjacências de zonas de cisalhamento. Dobras formadas por flexura mecânica exigem ambientes de dobramento capazes de facilitar a “ductibilidade” da rocha para permitir fluxo de partículas durante a deformação. Nesse caso a viscosidade dos materiais componentes da rocha, a temperatura, e a pressão são fortes condicionantes e precisam ser relativamente alta ou ter capacidade de serem alteradas durante o processo. Quanto mais dúctil for, ou estiver a rocha, mais facilmente a dobra flexural se formará. Dobras formadas em regime de cisalhamento são chamadas dobras forçadas e têm uma história mecânica distinta das flexurais. Fazem parte desse conjunto as dobras em chevron e os kink bands ou dobras em caixa (Fig.13).

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Fig. 13 – Três estilos geométricos para dobras forçadas em padrão kink band. Os planos destacados em linhas pontilhadas correspondem aos planos de cisalhamento responsáveis pela rotação dos blocos internos que constroem as dobras. Na dobra esses planos são chamados de superfície confinante. Para a figura em (a), não existindo planos de cisalhamentos cruzados, forma-se um monoclinal.

III- Foliações e Lineações

A foliação e a lineação são elementos geométricos de tramas deformacionais presentes nas rochas (Twiss e Moores, 1992). Sob o ponto de vista geométrico, trata-se por foliação qualquer estrutura planar homogeneamente distribuída na rocha, destacando-se os planos formados pelo alinhamento paralelo de minerais placosos; pelo alinhamento de minerais e/ou objetos geológicos achatados (p.e. seixos, fósseis, grãos, etc.); pela concentração em bandas de agregados minerais distintos (p.e. o bandamento em gnaisses, etc.). A lineação é definida pela presença na trama da rocha de agregados ou objetos geológicos lineares (Passchier e Trouw, 1996). Pode ser superficial, se presente na superfície de planos particulares (p.e. as estrias em planos de falhas) ou penetrativa quando ocorre em todo, ou parte do volume da rocha. A presença da foliação e/ou da lineação tem sido relacionada ao metamorfismo e por essa razão, notadamente nas décadas passadas, se usavam como termos com fortes conotações metamórficas, gerando dificuldades de aplicação e entendimento de suas

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relações com o processo de deformação, que não acompanha necessariamente os processos metamórficos. Termos como xistosidade, clivagem ardoseana, e o próprio bandamento gnáissico, são exemplos de tipos de foliações metamórficas. A aplicação destes termos pouco ou nada indica sobre o processo deformacional e seus usos dependem quase que exclusivamente da caracterização do metamorfismo das rochas em questão. Para evitar essa dificuldade sugere-se o uso da classificação geométrica para as foliações e lineações, que pode ser aplicada sem que haja necessidade de investigações genéticas da feição, e que tem base em critérios morfológicos e descritivos. A morfologia tanto da foliação como da clivagem, em tectonitos, deve ser descrita de acordo com a forma ou arranjo dos componentes das rochas onde estas se encontram registradas (Fig. 14).

O termo clivagem (sensu-stricto) mencionado acima, pode ser usado para descrever tramas rochosas que tendem a fraturar-se ou romper-se ao longo de superfícies com uma orientação preferencial específica (Twiss e Moores, 1992).

O termo bandamento, sob o ponto de vista morfológico, refere-se às feições planares ou tabulares encontradas nas rochas, marcadas pelas sucessões de bandas ou camadas com composição mineralógica ou microestrutural distinta (Passchier e Trouw, 1996).

Em rochas deformadas nos domínios de zonas de cisalhamento dúcteis podem ser observadas as foliações S-C, representadas por estruturas planares, geradas a partir da progressão da deformação cisalhante. Essas estruturas conjugadas, simétricas ou assimétricas, são formadas quase sempre simultaneamente (Almendinger, 1999).

Fig. 14 – Tabela de classificação morfológica para as foliações (modificado de Twiss e Moores, 1992).

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Do mesmo modo, as lineações, em escala mesoscópica, podem ser descritas de acordo com a classificação morfológica sugerida por Twiss e Moores (1992), apresentada na Fig. 15.

Fig. 15 – Tabela de classificação morfológica para as lineações (modificado de Twiss e Moores, 1992).

Comentários complementares sobre a presença da foliação e da lineação em tectonitos

É necessário lembrar que a presença da foliação e da lineação na trama de rochas deformadas é resposta do modo de deformação a que a rocha foi submetido. Em situação de cisalhamento puro, uma esfera de referência, de raio unitário, pode ser deformada e gerar um objeto prolato, oblato ou ser deformada por deformação plana. Neste estado particular de tensão, ao sofre achatamento, a esfera de referência, que pode representar um cristal na trama de uma rocha, desenvolve prioritariamente texturas foliadas. Por outro lado, a esfera ao sofrer estiramento gera elementos de trama lineares onde a lineação responde pela textura da rocha deformada resultante.

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Em todos esses casos o Diagrama de Flinn pode ser usado na investigação do tipo de deformação predominante em uma rocha ou na previsão da presença predominante de uma ou outra trama na mesma. No primeiro módulo foi discutido que os estados de deformação coaxial e não-coaxial, representam apenas pontos nos extremos de um longo espectro de respostas ao esforço, onde coexistirão diferentes contribuição de cisalhamento simples e cisalhamento puro. Este estado de deformação, chamado de deformação geral, é bem exemplificada pela deformação transpressiva e transtensiva, também definidas no final do Módulo I. Com essas definições em mente, é necessário investigar a influência desse conceito na presença, distribuição e comportamento da foliação e da lineação sob esta ótica de deformação (strain).

A transpressão particionada (veja Fig 17 no Módulo I), quando observada em rochas naturalmente deformadas, em geral exibe arranjos complexos, com geração de tramas e orientação das estruturas muitas vezes concordantes ou discordantes ao trend regional de determinada área. Tal fato ocorre pelas mudanças na orientação dos eixos principais da deformação finita ao longo da deformação progressiva (Robin & Cruden, 1994; Tikoff & Teyssier, 1994; Jones & Tanner, 1995). A orientação dos eixos de deformação finita está associada com a orientação do vetor vorticidade, o qual se constitui em uma medida adimensional da quantidade de rotação em relação à taxa de estiramento (Truesdell, 1953; Tikoff & Fossen, 1995). Durante deformação progressiva, o vetor vorticidade tende a mudar de posição de acordo com os incrementos da taxa de estiramento. As estruturas geradas podem exibir variações na orientação preferencial dentro de um mesmo estágio deformacional, ao invés de representar vários estágios deformacionais (Robin & Cruden, 1994; Tikoff & Fossen, 1995; Tikoff & Teyssier, 1994; Fig. 16). Os modelos de transpressão existentes fornecem padrões deformacionais conceituais que podem ser correlacionados com o estado de deformação natural das rochas (Robin & Cruden, 1994; Fossen & Tikoff, 1998; 1999). No entanto, a deformação natural das rochas, na maioria dos casos, se aproxima mais de uma combinação de um ou mais modelos, ao invés de exibir semelhanças recorrentes com apenas um modelo (Fig. 16).

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Fig. 16 - Padrões deformacionais e de trama sugeridos por Robin & Cruden (1994) para diferentes estágios da deformação transpressiva (modificado de Robin & Cruden, 1994). Y - distância normatizada a partir da borda da zona; Z – altura (vertical); f- razão entre a componente de cisalhamento puro e a componente de cisalhamento simples. Em outras palavras, a presença da trama planar e linear em rochas deformadas, e principalmente a posição que estas estruturas vão tomar nas rochas, têm um forte controle (1) da intensidade de cada componente particular de cisalhamento puro e

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simples participantes da deformação; e (2) da posição da rocha em relação à borda da zona de deformação onde o mecanismo teve lugar. Com isso, ao se pensar em estado de deformação geral (p.e. transpressão), não cabe o uso da mesma rotina de coleta e interpretação das estruturas planares e lineares como era usado há décadas atrás, onde apenas as condições apresentadas pelo Diagrama de Flinn eram contempladas tomando em conta a deformação coaxial ou por cisalhamento puro.

De acordo com Tikoff & Greene (1997), a ocorrência de lineações de estiramento horizontais e verticais em zonas transpressivas dominadas por cisalhamento simples tem relações com a orientação do eixo maior do elipsóide de deformação finita, ou eixo X.

No caso da transpressão dominada por cisalhamento simples, o ângulo de convergência (α) responsável pelo encurtamento transpressivo tem que ser necessariamente menor do que 20º. Neste caso as lineações que se desenvolvem nos estágios iniciais sob estas condições são horizontais, podendo tornar-se verticais com a progressão da deformação (Fig.17).

Fig. 17 - Diferentes posições da lineação de estiramento com o aumento da deformação progressiva (modificado de Tikoff & Greene, 1997).

Isso ocorre porque o eixo x do elipsóide de deformação finita é inicialmente

horizontal na transpressão dominada por cisalhamento simples, mas muda para a posição vertical com progressão da deformação (veja Fig.18 no Módulo I). Dessa forma, a orientação da lineação de estiramento na transpressão dominada por cisalhamento simples vai depender da quantidade de deformação para um dado conjunto de condições de limite (tais como α constante). Na transpressão dominada por cisalhamento puro, α>20º, o eixo maior do elipsóide de deformação finita é sempre vertical e, conseqüentemente, a lineação de estiramento também será vertical.

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Para um dado valor de α na transpressão dominada por cisalhamento simples, lineações horizontais e verticais podem se desenvolver, dependendo da magnitude da deformação finita registrada na zona de cisalhamento. Em outras palavras, um ângulo de convergência (α) constante leva ao desenvolvimento seqüencial de lineações de estiramento horizontais, achatamento puro e lineações verticais com a progressão da deformação. As estruturas S-C são uma forma particularmente comum de partição da deformação que tendem a acumular uma porção maior da componente de cisalhamento simples em zonas discretas. Uma conclusão importante de Tikoff & Greene (1997) é que lineações de estiramento não necessariamente registram a direção de transporte tectônico em uma zona de cisalhamento, particularmente em zonas de alta deformação. O critério de assumir que a lineação se forma paralela à direção de movimento provém da aplicação de critérios de sentido de cisalhamento (Berthé et al., 1979, Simpson & Schimd, 1983), e é valida em casos onde a deformação se aproxima das condições de cisalhamento simples plano. Entretanto, o desenvolvimento de lineações de estiramento em deformação tridimensional, como a transpressão, pode ser muito complexo e potencialmente resultar na formação simultânea de duas lineações ortogonais cinematicamente relacionadas. Em particular, a orientação da lineação de estiramento pode variar tanto ao longo do strike, ou em um mesmo afloramento, devido a variações na deformação finita acumulada e a quantidade de cisalhamento simples particionado dentro das bandas de cisalhamento.

IV- Zonas de Cisalhamento Dúctil

O termo zona de cisalhamento é usado para definir zonas planares que acomodam movimentos de blocos relativamente rígidos, onde há concentração da deformação. Esta deformação geralmente apresenta uma componente rotacional, refletida em deslocamentos laterais relativos dos blocos envolvidos (Passchier e Trouw, 1996).

As zonas de cisalhamento possuem espessuras variáveis, de milimétricas a dezenas de quilômetros; extensões submilimétricas a centenas de quilômetros, e podem ser rúpteis ou dúcteis. As zonas de cisalhamento visíveis ao microscópio, em amostras e em afloramentos de espessuras razoáveis são denominadas bandas de cisalhamento.

As zonas ou bandas de cisalhamento, em níveis crustais profundos, têm o mesmo papel das falhas, em níveis crustais rasos (rúpteis). A geometria destas estruturas define sua posição e organização relativa, e a cinemática é determinada pela rotação de objetos presentes na trama das rochas da zona (Fig.18).

Para se verificar o sentido de movimento interno e externo (relativo) à zona, usa-se o conceito da assimetria dos grãos formados por blastese (recristalização dinâmica), chamados porfiroblastos, e/ou os formatos assimétricos e trilhas deixadas por cristais não recristalizados, denominados de clástos ou porfiroclástos, presentes na trama. Em

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todos esses casos, cabe aqui a noção de fluxo e vorticidade, apresentada no Módulo I. Os principais indicadores cinemáticos usados para a determinação da cinemática

em zonas de cisalhamento dúctil podem ser resumidos em: (1) rotação de elementos planares pré-existentes; (2) deformação e rotação de corpos pré-existentes; (3) assimetria de dobras; (4) estruturas S/C; (5) bandas de cisalhamento; (6) porfiroclastos fragmentados e sub-grãos deslocados; (7) deslocamento e rotação de fragmentos por fraturas de cisalhamento e/ou distensão; (8) assimetria de zonas de sombra (estruturas σ e δ); (9) assimetria de esteiras de sub-grãos nas extremidades de porfiroclastos; (10) assimetria de porfiroclastos sigmóides de mica – mica fish; (11) trama de eixos C de cristais de quartzo; e (12) rotação de porfiroblastos. (Fig. 18).

Fig. 18 – Diagrama esquemático mostrando a geometria de uma zona milonítica e a nomenclatura de seus principais elementos. O desenho em detalhe mostra os indicadores cinemáticos mais comuns observados em uma lâmina delgada paralela à lineação de estiramento mineral. (modificado de Passchier e Trouw, 1996).

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Milonitos e Cataclasitos

Segundo Sibson (1977), a geração de milonitos e cataclasitos ocorre de acordo com os gradientes térmicos e níveis crustais nos quais as rochas são deformadas (Fig.19). A litosfera é dividida em profundidade em zona rúptil, onde são gerados principalmente rochas de falha, os cataclasitos, as brechas, e rochas finas pulverizadas (gouge). Na zona dúctil, que se inicia a partir de aproximadamente 15km de profundidade, a deformação ocorre por cominuição (diminuição de tamanho por “trituração” dos grãos) e associa-se a transformações metamórficas geradas a partir dos gradientes térmicos que variam entre 250º-300º C. Nesta zona são gerados os milonitos.

O modelo de Wise et al. (1984) relaciona a taxa de deformação das rochas com a taxa de recuperação dos elementos de trama que compõem as mesmas (Fig.20).

Fig. 19 - Modelo de Sibson (1977) para a geração de diferentes tipos de rochas em distintos níveis crustais.

A classificação apresentada por Wise et al (1984) deve ser observada com

detalhe. Trata-se de uma proposta relativamente antiga, mas que continua sendo única

no sentido de relacionar a taxa de deformação com a capacidade da rocha de se

recristalizar (taxa de recuperação), sendo, portanto bastante útil para se entender as

possíveis transformações estruturais e de trama metamórfica no contexto das zonas de

cisalhamento. A proposta trabalha com os diferentes tipos de mecanismos de

recuperação dos cristais diante da deformação: (1) diffusion creep e deslocamento entre

bordas de grãos; (2) migração de borda de grãos; (3) crescimento de cristais novos; (4)

desenvolvimento de trama orientada de grãos minerais; (5) aumento da pressão de

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solução por diminuição no tamanho dos grãos e abertura de espaços; e (6)

enfraquecimento hidrolítico (“entrada de água”) dos minerais por difusão de água.

Fig. 20 – Os vários tipos de rochas gerados em diferentes condições de pressão e temperatura. Os campos relativos aos tipos litológicos podem variar de acordo com as condições de temperatura, stress deviatório, mineralogia e nível crustal (modificado de Wise et al., 1984).

Sugerimos aos estudantes que façam as leituras complementares, escolhendo nas referências sugeridas pelo menos um livro texto e alguns artigos. O assunto é vasto e extremamente importante para o entendimento básico da Geologia Estrutural.

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Literatura de Apoio Livros Textos: Costa, J.B.S.; Hasui, Y; Pinheiro, R.V.L.- 1992 – Bacias Sedimentares. Ed. da UFPA, 106p. Davis, G. H. & Reynolds S. J. - Structural Geology of Rocks and Regions. John Wiley & Sons,

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Press,1993. Hancock, P.L. - 1994 - Continental Deformation. Pergamon Press. 421p. Hasui, Y. & Costa, J.B.S. – 1991- Zonas e Cinturões de Cisalhamento, UFPa. Hasui, Y. & Mioto, J.A. – 1992 - Geologia Estrutural Aplicada. ABGE. Hobbs, B.E, ; Means, W.D. & Williams, P.F. John, W. & Sons, 1976, Passchier, C.W; Myers, J.S. & Kroner, A. - Geologia de Campo de Terrenos Gnáissicos de Alto

Grau. EDUSP, 1990. Price, N.J. & Cosgrove, J.W. - 1994 - Analysis of Geological Structures. Cambridge University

Press, 502p. Price, N.J. & Cosgrove, J.W. - Analysis of Geological Structures. Cambridge University Press,

Segunda Edição, 1994. Ramsay, J. G. & Huber, M.I. - The Techniques of Modern Structural Geology Vol. 1: Strain

Analysis. Academic Press,1989, Quarta Edição. Ramsay, J. G. & Huber, M.I. - The Techniques of Modern Structural Geology Vol. 2. Folds and

Fractures. Academic Press, 1987, Terceira Edição. Twiss, R. J. & Moores, E.M. -1992 - Structural Geology. W.H.Freeman and Company, New

York.

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