Este capítulo tem como objetivo, conceituar as estruturas que serão apresentadas ao longo deste trabalho.
As dobras, de maneira simplificada, são deformações que ocorrem a partir de superfícies planas, submetidas a um regime dúctil, onde estas são encurvas em resposta á uma tensão sobre elas aplicada (Pluijm & Marshak, 1997).
A Figura 7 apresenta os elementos geométricos de uma dobra.
Figura 7: Elementos geométricos de uma dobra. Modificado de Pluijm & Marshak, 1997.
Zona de Charneira é a zona de maior curvatura de uma dobra e que separa os dois flancos (Pluijm & Marshak, 1997).
Linha de Charneira é a linha que une os pontos de curvatura máxima da superfície da dobra (Machado & Silva, 2009).
Flancos são as superfícies menos deformas de uma dobra dividida pela zona e linha de charneira.
Ponto de Inflexão é o ponto onde a dobra é dividida em dois setores de diferente inflexão. Uma de convexidade voltada para cima e outra voltada para baixo.
Superfície Axial é a superfície que contém a linha de charneira e corta a zona de charneira. Pode ser curva ou plana sendo, neste caso, chamada de Plano Axial.
O Plano de Perfil é a superfície usada para descrever a forma da dobra. Este plano corta perpendicularmente a linha de charneira.
O sentido de fechamento de uma superfície dobrada fornece parâmetros para uma classificação, baseada na sua geometria, podendo desta forma a dobra ser classificada como anticlinal ou sinclinal (Figura 8).
Caso a zona de charneira esteja locada na parte superior da dobra, esta é classificada como anticlinal (Pluijm & Marshak, 1997). Neste caso os flancos se abrem em sentidos opostos (Machado & Silva, 2009) caracterizando um anticlinal. Anticlinais e sinclinais são também caracterizados a partir de critérios estratigráficos. Neste caso, os anticlinais são as dobras onde as camadas mais novas estão no exterior, enquanto as camadas mais antigas estão no núcleo. Nos sinclinais ocorre exatamente o oposto, as camadas mais jovens ficam no interior da dobra, e as mais antigas no exterior.
No caso de um sinclinal a zona de charneira se localiza na parte inferior da dobra e os flancos mergulham seguindo o mesmo sentido.
As dobras podem ser classificadas com base na linha de charneira e superfície axial. Desta forma elas são chamadas de horizontais, verticais, ou inclinadas. As dobras horizontais são àquelas onde o eixo tem caimento variando entre 0 a10º . Nas dobras verticais esse valor varia entre 80º e 90º, enquanto as inclinadas têm caimento entre 10º e 90º (Figura 9).
Figura 9: Esquema de dobras a) horizontais, b) verticais e c) inclinadas. Fonte: (Richard, 1971).
Em relação à superfície axial, as dobras podem ser classificadas de duas formas. A primeira tem relação com a simetria da dobra, podendo desta forma ser simétrica ou assimétrica. A segunda tem relação com a sua posição no espaço podendo ser normais reclinadas ou recumbentes.
Nas dobras normais, as superfícies axiais são verticais (entre 80º e 90º). Nas recumbentes, as superfícies axiais são sub-horizontais (entre 0º e 10º), enquanto que nas reclinadas, os flancos mergulham na mesma direção do plano axial.
Existe ainda outra forma de classificação que leva em consideração o ângulo entre os flancos (intra-flanco) (Rowland, 1994). Segundo este critério, as dobras podem ser suaves (180º -120º), abertas (120º - 70º), fechadas (70º - 30º), apertadas (30º - 0º) e isoclinais, quando os flancos são paralelos entre si (Figura 10). Este ângulo é determinado segundo duas retas tangentes que passam nos pontos de inflexão da superfície dobrada como no esquema mostrado na Figura 11.
Figura 11: Retas tangentes passando pelo ponto de inflexão. Fonte: (Machado & Silva, 2009).
Em estruturas dobradas, anticlinais ou sinclinais, é comum estarem associadas dobras de menor porte sendo conhecidas como dobras parasíticas (Figura 12). As dobras parasíticas possuem, geralmente, a linha de charneira e superfície axial orientadas da mesma forma que a dobra de proporções regionais a qual ela está associada.
Figura 12: Características da vergência de dobras parasíticas associadas a um grande antiforme simétrico. Modificado de Pluijm & Marshak (1997); Hobbs et al (1976).
As dobras com estilo kink (Figuras 13 e 14) são dobras que não apresentam encurvamento nos flancos (flancos retos) e possuem zonas de charneiras apertadas e angulosas e que ocorrem geralmente em pacotes rochosos que apresentam estratificação (Davis & Reynolds, 1996).
As dobras em kink são formadas através do deslocamento entre as camadas por esforços tangenciais longitudinais que resultam na rotação parcial dos estratos que apresentam grande anisotropia (Pluijm & Marshak,1997).
Figura 13: Esquema tridimensional de dobra em kink, mostrando seus eixos. Modificado de Pluijm & Marshak (1997).
O deslocamento intraestratal aumenta à medida que se afasta da zona de charneira e atinge o máximo quando se atinge o ponto de inflexão, sendo que o descolamento é tanto maior quanto o mergulho dos flancos da dobra (Pluijm & Marshak,1997).
Figura 14: Esquema simples de uma dobra em Kink vista em perfil, mostrando seus respectivos planos. Modificado de Davis & Reynolds (1996).
As estruturas do tipo fault propagation fold (Suppe & Medwedeff, 1990 ; Peacock et al, 2003) são dobras cujo desenvolvimento está intimamente relacionado com a evolução de falhas de empurrão em cinturões de dobramentos e cavalgamentos (Rolim & Alkmim, 2004). É o resultado do avanço da terminação da falha (Figura 15). Neste processo os estratos do bloco acima do plano de falha (capa ou teto) evoluem para estruturas em kink com o avanço do descolamento, á medida que o “empurrão” se propaga. As Fault Propagation Folds são estruturas assimétricas e com vergência pro mesmo sentido do empurrão.
Figura 15: Modelo de evolução de estrutura do tipo Fault Propagation Fold. Modificado de Pluijm & Marshak (1997).
Tension Gashes (Figura 16) são fraturas de tração encontradas em zonas de cisalhamentos rúpteis-dúcteis. Tais fraturas são posteriormente preenchidas por fluidos hidrotermais. Neste mecanismo não há deslizamento intraestratal.
Estas estruturas ocorrem paralelamente ao tensor principal (δ1) atuante (Ramsey, 1980; Ramsey & Huber, 1983), ou seja, seu eixo principal é orientado no mesmo sentido da tensão principal, enquanto a sua distensão ocorre perpendicularmente a este, sendo desta forma, paralelas ao δ3 .
A geração das tension gashes ocorre quando o pacote rochoso não é mais capaz de acomodar a deformação dúctil. Neste ponto se inicia o processo de fraturamento (Figura 17). Estas estruturas ocorrem normalmente na região da charneira de dobras evoluídas a partir do mecanismo de deslizamento flexural (Figura 18). O arco externo é estendido paralelamente à
camada, enquanto o arco externo é comprimido. Estas regiões de contração e estiramento são separadas pela chamada superfície neutra, onde não há deformação (Figura 18).
Figura 16: Esquema de evolução das tension gashes mostrando seu eixo principal evoluindo paralelamente à tensão principal. Modificado de Passchier e Trouw (1996).
Figura 17: Desenvolvimento de tension gashes relacionadas à evolução de estruturas do tipo fault propagation fold. (a) desenvolvimento de suaves anticlinais e sinclinais; (b) tension gashes nucleiam cortando as dobras; (c) falha corta o conjunto de dobras e tension gashes. Modificado de Pluijm & Marshak (1997).
Figura 18: Distribuição da deformação em dobras geradas por mecanismo de deformação tangencial longitudinal. Modificado de Drucker (1967).
Estruturas rúpteis denominadas fraturas são planos de descontinuidade, ou seja, uma superfície onde não há mais coesão entre as partículas anteriormente unidas (Pluijm & Marshak, 1997), porém não se observa deslocamento mensurável ao longo destas superfícies (Figura 19). As fraturas podem ser preenchidas por minerais precipitados à partir de soluções hidrotermais caracterizando-se como veios ou ainda por outras rochas de origens diferentes, sendo chamados de diques (Davis & Reynolds, 1996).
Figura 19: Bloco diagrama mostrando diferentes tipos de estruturas rúpptis. Modificado de Cloos (1922) apud
Price & Cosgrove (1990).
As falhas rúpteis se diferenciam destas por apresentarem deslocamento relativo mensurável entre as superfícies de descolamento (Machado & Silva, 2009). A escala deste deslocamento pode variar de poucos centímetros a vários quilômetros de extensão.
Zona de falha é a região que bordeja a falha e onde o deslocamento resultante é particionado por diversas falhas de dimensões menores que tiveram origem contemporânea à falha principal. Em outras palavras o deslocamento principal é o somatório de menores deslocamentos secundários.
Figura 20: Elementos geométricos de uma dobra. Modificado de Pluijm & Marshak (1997).
Plano de falha é a superfície por onde a formação rochosa fratura-se e desliza (Press et al, 1994). É a superfície de descolamento.
Bloco de falha é o corpo rochoso que experimentou movimento como conseqüência do deslocamento da falha.
Muro ou Lapa (Footwall Block) é o bloco situado abaixo do plano de falha. Teto ou capa (Hangingwall Block) é o bloco situado acima do plano de falha.
As falhas, segundo Anderson (1942), podem ser classificadas, de acordo com a movimentação relativa entre os blocos de falha, em quatro tipos diferentes: Normais, Reversas, Transcorrentes e Oblíquas (Figura 21).
Figura 21: Classificação de falhas de Anderson (1942), de acordo com sua geometria. a) Falha Normal; b) Falha Reversa; c)Falha Transcorrente; d) Falha Oblíqua. Modificado de Price & Cosgrove (1990).
As falhas normais são provocadas por esforços verticais e tem como resultado uma dinâmica distensiva horizontalmente. Neste caso o teto desce em relação ao muro.
Falhas reversas são resultantes de esforços compressivos horizontais. Neste caso o teto desloca-se para cima do muro.
As falhas transcorrentes são marcadas por movimentos horizontais, onde os blocos se deslocam em direções opostas. Este tipo de falha pode ainda ser classificado em dextral ou sinistral, segundo o sentido do movimento relativo entre estes blocos. Quando o bloco da esquerda se move em direção a um observador fixo, temos a cinemática sinistral (Figura 22). No caso contrário, ou seja, o bloco da direita se aproxime do observador, temos a cinemáica dextral (Figura 22).
As falhas oblíquas são geradas quando os vetores de deslocamentos dos blocos de falha não são totalmente verticais ou totalmente horizontais. Em outras palavras, o deslocamento entre os blocos de falhas se dá pela combinação de um vetor horizontal e um outro vertical.
Figura 22: Bloco diagrama mostrando movimentação relativa dos blocos com a) cinemática sinistral e b) cinemática dextral.
Zonas de Cisalhamento são faixas relativamente estreitas, planares ou curvas, de intensa deformação a taxas variáveis, cuja intensidade da deformação diminui lateralmente para as paredes da zona (Pluijm & Marshak, 1997). As zonas de cisalhamento são definidas de acordo com a as características do ambiente em que são submetidas e a depender da combinação de fatores como pressão temperatura, profundidade da crosta e conteúdo litológico podem gerar diferentes tipos de rochas. De acordo com o regime em que estas rochas são geradas, as zonas de cisalhamentos são classificadas em rúptil, rúptil-dúctil ou dúctil-rúptil e dúctil (Figura 23).
Figura 23: Deformação dúctil (a), rúptil-dúctil (b), rúptil-dúctil (c), dúctil (d). Modificado de Pluijm & Marshak (1997).
O regime rúptil é caracterizado pela perda de coesão das rochas quando submetidas á certa tensão. Ocorre quando a tensão aplicada sobre um corpo ultrapassa um valor crítico até o qual este corpo pode suportar sem sofrer deformação (Pluijm & Marshak, 1997). Este comportamento é estritamente controlado pela pressão e ocorre em baixas temperaturas.
Com o aumento da pressão, e conseqüentemente a temperatura, o corpo tende a apresentar uma maior plasticidade, ou seja, maior capacidade de acomodar certa deformação, devido ao aumento do valor crítico até onde este corpo pode ser submetido á uma tensão sem sofrer deformação rúptil. Quando ultrapassado este ponto, o material é rompido pela perda de coesão. Este é o chamado regime dúctil-rúptil ou rúptil-dúctil (Davis & Reynolds, 1996).
O regime dúctil acontece sob condições de altas pressões e temperaturas. Neste estado o material apresenta grande ductibilidade, ou seja, condições de acomodar altas taxas de deformação sem apresentar zonas de descontinuidades no material (Pluijm & Marshak, 1997). A presença de falhas em superfície é evidenciada pela presença de indicadores que refletem o atrito das rochas, na superfície, provocado pelo movimento relativo entre os blocos da falha. Estas evidências são chamadas de rochas cataclásticas e são resultado do atrito, desfragmentação e moagem da rocha, podendo haver ainda recristalização. Estas rochas podem ser divididas em dois grupos: cataclasitos e milonitos (Machado & Silva, 2009).
Os cataclasitos são rochas sem estruturas orientadas, que ocorrem em profundidades relativamente rasas (entre 4 km e 8 km de profundidade), onde predominam condições de deformação rúptil (Brodie et al., 2007). Os milonitos, diferentemente dos cataclasitos são rochas cm estrturas fortemente orientadas, geradas sob condições de deformação rúptil (inferior a 5 km de profundidade) (Figura 24).
Os cataclasitos e milonitos são ainda subdivididos de acordo com as condições do ambiente e do conteúdo litológico (Sibson,1977; Brodie et al.,2007) (Figura 24; Tabela 1).
Figura 24: Relação entre os tipos de rocha de falha e as variações de profundidade e temperatura segundo, Sibson (1977). Modificado de Pluijm & Marshak (1997).
Tabela 1: Classificação das rochas de falha segundo Sibson (1977).
Um sistema de fraturas e falhas subsidiárias nucleadas em ambiente rúptil a dúctil-rúptil pode se desenvolver a partir de uma falha principal, ou de um sistema de falhas. Estas estruturas subsidiárias obedecem a ângulos distintos, definidos em relação à estrutura principal e se relacionam também entre si, de acordo com ângulos bem definidos (Sylvester, 1988). As relações geométricas e cinemáticas entre os sistemas de fraturas cisalhantes permitem utilizá-los como indicadores cinemáticos dos sistema principal de fraturas xisalhantes.
Este modelo bastante particular que envolve um sistema de falhas transcorrentes é conhecido como modelo de Riedel (Figura 27) e foi pioneiramente descrito por Cloos (1928) e Riedel (1929) em um experimento utilizando materiais de argila e areia, submetidos a tensões cisalhantes de modo a gerar um conjunto de falhas transcorrentes (Katz et al, 2004).
As relações cinemáticas entre este conjunto de fraturas subsidiárias servem como fonte de informação para a determinação da movimentação cinemática da falha principal (Figura 25). A princípio este modelo era aplicado apenas para estruturas de pequena escala, sendo hoje aplicado para estruturas de escalas quilométricas (Katz et al, 2004).
O modelo Riedel (Figura 25) é constituído por um par de fraturas conjugadas Sintéticas (R) em relação à falha principal e Antitéticas (R’) também em relação à falha
principal (Riedel, 1929; Sylvester, 1988; Tchalenko & Ambaseys, 1970; Wilcox et al, 1973) apud Petit (1987) . As fraturas Sintéticas (R) formam um ângulo de 10º a 30º com principal enquanto a Antitética (R’) forma um ângulo que varia entre 60º e 80º em relação à principal (Riedel, 1929; Tchalenko, 1968 apud Katz et al, 2004). As fraturas T são fraturas de tração que formam um ângulo de 45º com a fratura principal. As fraturas Y ou D são fraturas de cisalhamento sintéticas subparalelas às fraturas principais. As fraturas P são um terceiro sistema de fraturas sintéticas que formam um ângulo de 10º a 30º em relação á fratura principal. Por fim, o conjunto de fraturas X é sintético, com um ângulo variando entre 60º a 80º em relação à família de fraturas principais.
Figura 25: Modelo esquemático de cisalhamento tipo Riedel. R – Fratura Sintética; R’ – Fratura Antitética; T – Fratura de Tração; P – Fratura de cisalhamento Sintética Secundária; X – Fratura de cisalhamento Sintética Secundária Y ou D – Fraturas de cisalhamento sintéticas subparalelas ás fraturas principais. Fonte: www.geologia.ufpr.br/graduacao/estrutural2010/aula8.pdf.
CAPÍTULO 5 – GEOLOGIA ESTRUTURAL DA ÁREA DE