BURINI, A.*; MIRANDA, A. W. A.
Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro. *arthurburini@hotmail.com.
1. INTRODUÇÃO
O estudo dos processos deformacionais é funda- mental para a compreensão e aperfeiçoamento de modelos geodinâmicos. A análise do comporta- mento dúctil ou rútpil das rochas em relação à deformação deve ser considerada na evolução es- trutural de uma determinada região. Em especial, a formação de estruturas rúpteis influencia direta- mente nos mais variados aspectos geológicos desenvolvidos nas porções mais rasas da crosta, como no caso de mecanismos de subsidência me- cânica necessários para o desenvolvimento de bacias sedimentares. O estudo dos parâmetros ge- ométricos, cinemáticos e dinâmicos de falhas e juntas é fundamental para o entendimento do ar- cabouço estrutural de áreas marginais a essas bacias. A área de estudo compreende a porção les- te da região do Pontal do Atalaia, na cidade de Arraial do Cabo. Essa região representa o seg- mento continental do Alto de Cabo Frio, uma mega estrutura que divide as Bacias de Campos e Santos Mohriak, W. U.; Barros A. Z. N (1990), lo- calizadas na porção offshore.
Nesse sentido, o presente trabalho aborda uma análise das estruturas rúpteis na região supracita- da, buscando o melhor entendimento sobre suas características geométricas e cinemáticas, junta- mente com uma estimativa para os possíveis eventos tectônicos atuantes na área, bem como propor um modelo evolutivo.
2. PROCEDIMENTO EXPERIMENTAL
Os materiais e métodos utilizados no presente tra- balho seguiram as seguintes etapas, quais sejam: Revisão Bibliográfica: Nesse estágio foram cole- tados bases topográficas, mapas geológicos e imagens de satélite disponíveis para a região. Di- versos trabalhos referentes ao estudo e análise de deformação rúptil foram adquiridos para enrique- cer o conhecimento sobre o tema da monografia, assim como, relatórios de iniciação científica, mo- nografias e cadernetas de campo foram incorporados ao acervo bibliográfico utilizado du-
rante a execução do trabalho.
Etapa de campo: Essa etapa do trabalho foi dividi- da em dois estágios, assim exemplificados: inicialmente foi realizado um reconhecimento da área, das características dos afloramentos e do acesso até o local de estudo; a segunda parte con- sistiu no mapeamento das estruturas rúpteis existentes na borda leste do Pontal do Atalaia, vi- sando a caracterização das falhas e juntas que ocorrem no local. Na última etapa organizou–se todos os dados.
Tratamento dos Dados: Os dados estruturais fo- ram adquiridos através de medidas em estruturas planares (falhas e juntas) e lineares (estrias) e, posteriormente, organizados em planilhas ele- trônicas, utilizando o software Excel. Todos os dados obtidos foram plotados em projeções este- reográficas do tipo Schimdt-Lambert (hemisfério inferior), bem como diagramas de rosetas, utili- zando softwares específicos, tais como: Win- Tensor, OpenStereo e Stereonet. Para a determina- ção dos paleotensores foi utilizado o método de Angelie (1957) e o software Win-Tensor. As jun- tas obtidas foram organizadas em famílias, utilizando um intervalo de 30° na variação de di- reção do plano de junta para cada família.
3. RESULTADOS E DISCUSSÃO
Relações temporais entre o Nefelina Sienito e o desenvolvimento das falhas
A área mapeada é constituída predominantemente de Nefelina Sienito. A trama dessa rocha é modifi- cada parcialmente pelo desenvolvimento de falhas e juntas na região. As relações cronológicas entre o nefelina sienito e a formação de falhas pode ser exemplificada na área de acordo com os tipos de indicadores cinemáticos identificados e sua res- pectiva influência no aspecto textural da rocha. Segundo os dados coletados em campo, as falhas normais sinistrais (NNW-SSE) reorientam a trama da rocha, formando em algumas porções estrutu- ras similares a indicadores cinemáticos do tipo S- C, frequentemente encontrados em zonas de cisa-
lhamento dúcteis. Nesse sentido, tramas do tipo S- C são incompatíveis com estruturas formadas por deformação rúptil (Lister & Snoke, 1984). Caso as estruturas S-C tenham sido formadas efetiva- mente pela atividade tectônica associada à falha, a temperatura atuante no processo deformacional deve ter sido superior aquele esperado para ativi- dade tectônica de caráter rúptil. Nessa situação, o Nefelina Sienito não estaria totalmente cristaliza- do no momento de desenvolvimento da falha, permitindo condições de temperatura e viscosida- de favoráveis para orientar os minerais. Haja vista a ocorrência de pórfiros de feldspato potássico orientados na direção das falhas normais sinis- trais. A temperatura esperada para a cristalização de nefelina sienitos varia entre 1000° a 500°, de- pendendo das porções de SiO2 presente na composição da nefelina (Hamilton, 1961). Adicio- nalmente, as temperaturas de cristalização podem variar com base no sistema anidro (1250° a 1050°) ou para sistemas hidratados (840° a 800°) (Heier, 1965). Em todos os casos, as temperaturas esperadas para a cristalização de nefelina sienitos são superiores àquelas obtidas em deformação rúptil. No entanto, o tempo de coexistência entre fases minerais cristalizadas e o líquido é próximo do eutético para sistemas magmáticos compatíveis com a formação de Nefelina Sienitos. Em uma si- tuação hipotética, no qual o nefelina sienito estivesse sob a influência do campo de tensão ne- cessário para a formação das falhas normais sinistrais, a viscosidade seria elevada com o au- mento da pressão dirigida e diminuição da temperatura, permitindo a orientação de parte dos pórfiros nas proximidades das falhas, bem como uma reorganização da textura da rocha como figu- ras do tipo S-C, evoluindo para a formação incipiente de brechas, após a rápida cristalização do nefelina sienito.
Em várias porções da área mapeada, as falhas mo- dificam a trama do nefelina sienito em condições de deformação eminentemente rúpteis. Os felds- patos são frequentemente identificados sem nenhuma similaridade na orientação com as fa- lhas, sendo inclusive deslocados ou fragmentados em diversas situações. Nesse caso, os parâmetros de temperatura atingidos para o desenvolvimento das demais falhas que ocorrem na área devem ter sido diferentes daquelas estimadas para as falhas normais sinistrais. Isso implica em estágios distin- tos para a formação de falhas no sistema rúptil na região. Caso essa hipótese seja verdadeira, o está- gio inicial para a geração das falhas normais
sinistrais (NNW-SSE) ocorreu em momentos que precederam à cristalização total do nefelina sieni- to.
Após a análise dos estereogramas, observou-se que as falhas possuem três direções preferenciais, assim identificadas: NNW-SSE, NE-SW e ENE- WSW (figura 2). As juntas foram divididas em fa- mílias com padrões de orientação distintos. As falhas e juntas possuem direções semelhantes em alguns casos. As falhas normais sinistrais (NNW- SSE) coincidem com a família 3, enquanto as fa- lhas destrais oblíquas (NE-SW) coincidem com a família 1. As falhas de direção ENE-WSW têm orientação condizente com as juntas da família 4 (figura 1).
Fig. 1: Estereograma com os planos das falhas
NNW-SSE e NW-SE.
As falhas de direção NNW-SSE são classificadas quase que em sua totalidade como normais sinis- trais, entretanto foi constatada movimentação destral oblíqua em uma delas, de acordo com a geometria dos ressaltos no plano de falha. Segun- do Petit (1987), o deslocamento atribuído a uma falha devido à rugosidade em seu plano pode não ser sempre aquela convencionalmente adotada, isto é, cujo sentido de movimento é atribuído com base somente no contato das mãos com a super- fície que contém os ressaltos.
Para que essa interpretação seja feita é necessário à identificação de fraturas que interceptem o pla- no de falha, entretanto essas estruturas, em alguns casos, somente podem ser reconhecidas em escala microscópica. Caso elas sejam identificadas nos afloramentos, torna-se indispensável a observação tridimensional do plano de falha para a caracteri- zação do movimento. Adicionalmente, a
determinação de paleotensores e feições compatí- veis com o sistema de cisalhamento proposto por Riedel (1929) apud Petit (1987) são fundamentais para viabilizar o modelo de critérios cinemáticos para a análise de ressaltos (Petit, 1987).
Os movimentos distintos entrem essas falhas de mesma direção poderia ser explicado por uma rea- tivação das estruturas. Um evento neotectônico de cinemática diferenciada das falhas pretéritas.
Análise Dinâmica
A orientação dos paleotensores foi estimada com base nas falhas que possuíam indicadores cinemáti- cos conclusivos. A determinação dos eixos P, B e T ao analisar as falhas normais sinistrais, destrais oblíquas e destrais em um mesmo estereograma permitiu a proposição dos seguintes paleotensores: σ1= 113/26, σ2= 290/64 e σ3= 023/01 (figura 3). O posicionamento do σ1 obtido é condizente com a formação das falhas normais destrais (NW-SE) que constituem um sistema conjugado com as falhas NNW-SSE de cinemática normal sinistral (figura 4). Deve ser ressaltado que as falhas normais des- trais são aproximadamente ortogonais à direção de extensão (σ3) encontrada na determinação dos pale- otensores.
Fig. 2: Diagrama PBT indicando os paleotensores.
A orientação de σ1 para a formação do sistema conjugado deve ser utilizada com parcimônia, considerando-se a ausência de indicadores cine- máticos conclusivos para as falhas NW-SE com mergulho para NE, classificadas como normais destrais. Esse sistema deformacional estaria con- dicionado à geração das falhas normais sinistrais
no estágio inicial do modelo tectônico proposto para a área, devido aos parâmetros de temperatura discutidos no item 5.1.1. Dessa forma, as demais falhas associadas ao modelo seriam formadas após a cristalização do nefelina sienito.
Fig. 3: Modelo esquemático sobre o
desenvolvimento do sistema de falhas conjugadas e o nefelina sienito.
As falhas normais sinistrais de direção NE-SW possuem paleotensores com posicionamento dife- rente das demais estruturas, quais sejam: σ1= 360/49, σ2= 239/24 e σ3= 134/31. Provavelmente, a formação dessas estruturas não está relacionada ao sistema discutido anteriormente. Nesse caso, um outro evento de deformação rútpil, mais jo- vem, deve ter sido o responsável pela formação dessas estruturas.
Fig. 4: Diagrama PBT para falhas normais
sinistrais NE-SW.
4. CONCLUSÕES E PERSPECTIVAS
As estruturas descritas em campo apresentam di- reções preferenciais NNW-SSE, NE-SW, ENE- WSW e NW-SE e não possuem nenhuma caracte- rística que as correlacionariam com as feições mais antigas. As atividades deformacionais anali- sadas nesse trabalho sugerem que as falhas normais sinistrais (NNW-SSE) foram formadas no estágio tardio de cristalização do nefelina sienito, enquanto as mais jovens, posteriormente a sua cristalização. Nesse período o processo de riftea- mento já havia terminado e o mar estava estabelecido, indicando que as falhas mapeadas foram geradas por uma tectônica mais jovem que a fase rifte nas bacias sedimentares marginais do sudeste.
5. BIBLIOGRAFIA
ANGELIER J. (1990) - Tectonique Cassante et
Neotectonique. Anais sociedade de geologia
Bélgica. Vol 112.
CORDANI, U. G. (1970) - Idade do vulcanismo
no Oceano Atlântico Sul. Rio de Janeiro,
Petrobrás/DEPEX. 4p.
FONSECA, M. J. G., HEILBRON, M., CHRISPIM, S. (1984) - Geologia estrutural da
área de Cabo Frio e Armação dos Búzios. In:
SBG, Congresso Brasileiro Geologia, 33, Rio de Janeiro, Anais... Vol XII, p.5393-5424.
FOSSEN, H. (2010) - Geologia Estrutural: Editora Oficina de Textos, Cap. 8. 203-245p. HEIER, K. S. (1965) - A geochemical
comparison of the Blue Mountain (Ontario, Canada) and Stjernoy (Finnmark, North Norway) nepheline syenites. NGT (Norsk
Geologisk Tidsskrift ) Vol. 45.
HEILBRON M. (1995) - O segmento central da
Faixa Ribeira: síntese geológica e ensaio de evolução Teotectônica. Tese de Livre Docência,
Departamento de Geologia e Geofísica, Universidade Estadual do Rio de Janeiro, 110p. HEILBRON, M.; MOHRIAK, W. U.; VALERIANO, C. M.; MILANI, E. J.; ALMEIDA, J.; TUPINAMBÁ, M. (2000) - From collision to
extension: The roots of the southeastern continental margin of Brazil. In: W.U.Mohriak & M.Talwani (Eds), Atlantic Rifts and continental margins – Geophysical Monograph
115. American Geophysical Union. p. 1-32. KATZ, Y., WEINBERGER, R., AYDIN, A., (2004) - Geometry and kinematic evolution of
Riedel shear structures, Capitol Reef National Park, Utah. Journal of Structural Geology 26,
491e501.
LISTER G. S., SNOKE A. W., (1984) - S-C
Mylonites. Jounal of Structural Geology 6:617-
638.
MOHRIAK, W. U., (2004) - Recursos energéticos associados à ativação tectônica mesozóico-cenozóica da américa do sul.
Geologia do continente Sul-Americano: evolução da obra de Flávio Marques de Almeida. Ed DECA. Pag 293-318.
MOHRIAK, W. U.; BARROS, A. Z. N. (1990) -
Novas evidências de tectonismo cenozóico na região sudeste do Brasil: o gráben de Barra de São João na plataforma de Cabo Frio, RJ.
Revista Brasileira de Geociências.
PETIT, J. P; (1987) - Criteria for the sense of
movement on fault surfaces in brittle rocks. Journal of Structural Geology: 597-608.
PRICE. N. J. & COSGROVE. J. W. (1990) -
Analysis of Geological Structures. xiii + 502 pp.
Cambridge, New York, Port Chester, Melbourne, Sydney: Cambridge University Press.
SANTOS R. (2006) - Sínteses de trabalhos
sobre Geologia Estrutural para treinamentos internos. CPRM – Serviço Geológico do Brasil.
SCHMITT, R. S. (2001) - A orogenia Búzios –
caracterização de um evento
Cabo Frio – sudeste da Faixa Ribeira. Curso de
Pós-Graduação em Geologia, Departamento de Geologia, UFRJ. Tese de Doutorado. 271 p. SCHMITT, R. S., PIMENTEL, M. M., VAN SCHMUS, W. R., TROUW, R. A. J., ARMSTRONG, R. A., (2003) - Marine
sedimentation related to the latest stages of Gondwana assembly in the Ribeira Belt: new U-Pb data. In: IV South American Symposium
on Isotope Geology, IV SSAGI, Salvador, Short Papers Volume, 1: 294-297.
SCHMITT, R. S., TROUW, R. A. J., VAN SCHMUS, W. R., PIMENTEL, M. M. (2004) -
Late amalgamation in the central part of West Gondwana: new geochronological data and the characterization of a Cambrian orogeny in the Ribeira Belt – SE Brazil. Precambrian Research,
133, 29-61.
SCHMITT, R. S., TROUW, R. A. J., VAN SCHMUS, W. R., PASSCHIER, C. W. (2008b) -
Cambrian orogeny in the Ribeira Belt (SE Brazil) and correlations within West Gondwana: ties that bind underwater. In:
Pankhurst, R. J., Trouw, R. A. J., Brito Neves, B. B. & De Wit, M. J. (eds) West Gondwana: Pre- Cenozoic correlations across the South Atlantic region. Geological Society, London, Special Publications, 294: 279-296.
AGRADECIMENTOS
Agradeço a Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro pela oportunidade de realização do trabalho, assim como meu Orientador, Professor Doutor Alan Wanderley Albuquerque Miranda, pela dedicação e comprometimento em me auxiliar na realização desse trabalho.