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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
DISCIPLINA: GEOLOGIA APLICADA Á MINERAÇÃO
CONTINUAÇÃO DO CAPÍTULO 2. ELEMENTOS DE GEOLOGIA
ESTRUTURAL
PARTE 2 – ESTRUTURAS TECTÔNICAS
FRATURAS, FALHAS & JUNTAS
AUTOR: Prof. Roberto Vizeu Lima Pinheiro – Faculdade de Geologia Colaborador: Roberto B. Leal Segundo
Súmula dos Assuntos Abordados nesta Etapa:
Introdução I- O Conceito de Fácies de Deformação e as Estruturas Tectônicas. II- Ambientes de Deformação em Profundidade na Litosfera. III- A Deformação Rúptil Introdução a) Estruturas Rúpteis – Fraturas e Falhas b) Fraturas em Regime de Tensão Coaxial (Cisalhamento Puro). JUNTAS FALHAS EM CISALHAMENTO PURO c) Fraturas em Regime de Tensão Não-Coaxial (Cisalhamento Simples). JUNTAS FALHAS EM CISALHAMENTO SIMPLES
Literatura de Apoio
Introdução
Nesta segunda parte do curso vamos abrir espaço para a apresentação das principais estruturas tectônicas expostas nas rochas. Lembre-se que o reconhecimento destas estruturas torna-se necessária para se iniciar o mapeamento geológico que servira de ferramenta para se alcançar o entendimento da história geológica das rochas. As estruturas deverão ser adequadamente representadas no mapa geológico, usando de técnicas de Geometria Descritiva , baseando-se nos elementos geométricos planos e linhas, associados com essas estruturas. Essas informações precisam estar relacionadas ao tempo geológico decorrente. O estudo detalhado da geometria e posição espacial das estruturas tectônicas em conjunto, no espaço 3D, e no tempo, permite o alcance da Análise Geométrica, como parte importante no levantamento estrutural, e passo decisivo para se chegar subseqüentemente á Análise Cinemática, onde se busca o entendimento dos movimentos das massas rochosas, em diferentes escalas, responsáveis pela arquitetura investigada em um dado segmento litosférico.
A meta do estudante neste tópico é, portanto, aprender a reconhecer as estruturas tectônicas, descrevê-las e classificá-las a partir de suas características geométricas e cinemáticas, contextualizando temporalmente e espacialmente esta informação nos diferentes ambientes tectônicos reconhecidos para a Terra. Deve ainda ter noções elementares dos mecanismos de desenvolvimento das mesmas. Estas informações devem conduzir o estudante à elaboração de modelos geológico-estruturais nas diferentes escalas.
I- O Conceito de Fácies de Deformação e as Estruturas
Tectônicas.
Antes de entrar nas questões descritivas e geométricas relacionadas às estruturas tectônicas, vamos fazer uma breve discussão sobre o conceito da Fácies de Deformação (no sentido tensorial de strain ), como ferramenta intrínseca no modo como o geólogo utiliza as estruturas tectônicas em seu dia a dia. Trata-se de uma necessidade metodológica, que precisa ser antecipada para guiar o modo como os dados deverão ser coletados e analisados.
A idéia de fácies em Geologia tem sido aplicada de modo mais rotineiro aos ambientes de sedimentação e de metamorfismo. Para recordar e fazer analogia: O termo fácies sedimentares se refere a um conjunto de características sedimentares particulares de uma unidade rochosa. Essas características têm relações estreitas com o ambiente deposicional onde as mesmas foram formadas e se distinguem por aspectos particulares, escolhidos, das rochas. Por exemplo: um litofácies refere-se ao conjunto de aspectos petrológicos indicados por propriedades dos tamanhos de grãos
poderão então ser interpretados no contexto do ambiente(s) tectônico(s) relacionado(s) à história geológica daquele segmento litosférico em determinado intervalo de tempo. Note, portanto a utilidade que a aplicação do conceito de fácies pode oferecer em Geologia Estrutural. Observe também que o papel das estruturas tectônicas no reconhecimento dos ambientes tectônicos é fundamental. Este é a principio, um dos motivos para se empenhar em encontrá-las no campo, descrevê-las e representá-las no mapa, do modo mais detalhado possível, coerentemente com a escala de abordagem escolhida.
Fig.01 – Mapa esquemático com interpretação sobre três elementos deformacionais representados por quadrado, triângulo e círculo, simulando estruturas tectônicas observadas em campo, agrupadas em fácies deformacionais, e definindo os domínios estruturais A, B e C, que em conjunto representam distintos ambientes tectônicos (veja texto para mais informações).Os domínios são devido partição de deformação.
Como dito no início desta seção, as estruturas, tal como letras de um alfabeto, ao serem agrupadas coerentemente, funcionam como palavras em um texto que poderão transmitir uma idéia e/ou um pensamento – essa idéia ou pensamento, no caso, diz respeito à parte da história dessas rochas. Desta forma, o seu mapa geológico, com as representações das diferentes estruturas, tem que transmitir essa informação para tornar- se útil. Ao estudar as estruturas tectônicas pense neste significado e veja nelas o início para coletar e organizar os seus dados de campo e alcançar o entendimento sobre os ambientes tectônicos envolvidos. Não esqueça finalmente, como foi mencionado acima, que o grande objetivo da Geologia é descobrir a história das rochas e da Terra e esse é um caminho possível para se alcançar uma parte importante dessa intenção.
II- Ambientes de Deformação em Profundidade na Litosfera.
A Terra quando dividida, em profundidade, em camadas concêntricas, tomando como referência as variações de velocidades de propagação de ondas sísmicas, é marcada pelo (1) núcleo, (2) manto e (3) crosta (Fig.02). Essas camadas associadas a diferentes intervalos de velocidades de propagação de ondas refletem rochas cujas propriedades mecânicas são responsáveis por distintos comportamentos em resposta a tensão e deformação. Por outro lado, cinco ambientes mais importantes podem ser verificados ao se levar em consideração as variações de comportamento mecânico das rochas em profundidade: (1) a Litosfera; (2) a Astenosfera; (3) a Mesosfera, e (4) o Núcleo Externo (com comportamento semelhante a líquidos) e (5) o Núcleo Interno (sólido com alta densidade relativa). A Litosfera é a camada “tectônica” mais externa, equivalente a crosta e a parte superior do manto. A Litosfera corresponde a uma placa tectônica ou parte dela. A base da Litosfera, em contato com a Astenosfera, descola em um plano de detachment (ou décollement ) permitindo o deslizamento e rotação da placa. Neste sentido diz-se que a Litosfera “flutua” sobre a Astenosfera. Desta forma a Litosfera (ou, pelo menos, parte dela) é a camada da Terra onde os geólogos têm acesso direto às informações referentes às rochas, e, portanto o local de observação direta para a Geologia Estrutural e a Tectônica. Na Litosfera podem-se distinguir dois domínios particulares (Fig.03), em profundidade, onde as rochas mostram comportamentos mecânicos distintos (Sibson, 1977): (1) o domínio rúptil – correspondente a níveis crustais relativamente mais rasos, da ordem de 10 a 15 km até a superfície e; (2) o domínio dúctil – ocupando volumes de rochas em profundidades acima de 10 a 15 km. A transição entre os dois ambientes acontece onde a litosfera alcança temperaturas entre 250º a 350º C, sendo, portanto variável em diferentes lugares geológicos relacionados a posições nas placas tectônicas. Na zona de transição distinguem-se os domínios rúptil-dúctil e dúctil-rúptil. Um terceiro domínio descontínuo e restrito, marcado por características elásticas , pode ser previsto experimentalmente em profundidades próximas à transição entre os domínios rúptil e dúctil (10-15 km), desaparecendo com o aumento da temperatura, do incremento de esforços ou do tempo de manutenção desses (Kusznir e Park, 1987). As regiões litosféricas de domínios rúpteis (rasas) e dúcteis (relativamente mais profundas) se distinguem principalmente por diferentes faixas de valores dos coeficientes de viscosidade, elasticidade e de plasticidade. Essas alterações são induzidas por aumento de temperatura, pressão litostática, pressão de fluido, etc.
Fig.03 – As rochas em seus dois domínios tectônicos maiores em profundidade na litosfera (Sibson, 1977). A faixa com indicação de temperaturas litosféricas entre 250º e 350º C representa a transição entre os domínios rúptil e dúctil respectivamente. A curva na direita mostra a variação da tensão diferencial (σ1 - σ3) com a profundidade, com máximo na posição da zona de transição rúptil-dúctil/dúctil-rúptil.
III – A Deformação Rúptil
Introdução
Nesta parte da disciplina Elementos de Geologia Estrutural se inicia a apresentação de um conjunto de estruturas tectônicas mais comuns observadas nas rochas da crosta. Para isso, será tomada como base a organização das estruturas de acordo com seus modos de expressão na natureza em diferentes níveis litosféricos. Essa apresentação envolve dois aspectos principais: (1) estimular o sentido de observação do estudante na busca da identificação apropriada das diferentes feições tectônicas, dando a elas um significado contextualizado no ambiente tectônico em que as mesmas se formaram; e (2) conduzir esse significado para o entendimento mecânico de sua existência. Em outras palavras, pretende-se familiarizar os estudantes no sentido de reconhecer as diferentes geometrias resultantes dos processos deformacionais no contexto da Teoria da Tectônica de Placas, que rege o pensamento do geólogo em qualquer tentativa de entendimento da história da Terra e suas rochas. Na parte anteriormente apresentada o estudante foi conduzido aos conceitos básicos sobre a mecânica de deformação das rochas envolvendo a relação entre esforço ( stress ) e deformação ( strain ). Com isso ficou entendido que as estruturas tectônicas são
respostas a um estado de “desequilíbrio” mecânico e de energia conduzido sobre as rochas no seu estado inicial, a partir do marcador passivo, pela presença de um campo de esforço ( stress ) triaxial. Quer dizer, as rochas inicialmente observadas, são modificadas mecanicamente por tensão e respondem com um novo estado de equilíbrio, quer seja alcançando novas formas e dimensões ou sendo deslocadas no espaço, desde a escala crustal até a escala de partículas. Esse novo estado resulta então na existência das estruturas tectônicas, sendo essa a melhor maneira de entendê-las preliminarmente. Lembrando que todas as rochas da litosfera estão e estiveram envolvidas por tensões de diferentes naturezas e intensidades, onde a deformação toma lugar de modo contínuo, acompanhando a evolução da Terra ao longo de sua história. Fica claro que o geólogo necessita obrigatoriamente conhecer as estruturas tectônicas, visto que elas são os principais elementos de investigação da história da Terra. Comparativamente, a identificação e caracterização geométrica e espacial das estruturas tectônicas estão para o entendimento da história da Terra assim como as letras do alfabeto estão para o entendimento de uma idéia construída com estas letras através das palavras e frases. É preciso que o geólogo saiba, portanto “ler” as “estruturas” e “arranjos estruturais” na forma de “idéias” relativas ao seu ambiente tectônico. Essa leitura deverá ser feita objetivamente, no sentido de responder a diferentes questões, tais como: qual o caminho que a rocha percorreu durante sua história, tendo como referência os ambientes tectônicos condicionados pelas placas litosféricas ?; nesse caminho, que tipos de transformações elas sofreram ?; Em que momento (tempo geológico), relativo ou absoluto, ela esteve nas diferentes posições e/ou sofreu as transformações observadas? etc. Neste módulo do curso serão dados “elementos de linguagem estrutural” que habilitarão o estudante e reconhecer, descrever a geometria e posição espacial das principais estruturas tectônicas observadas nas rochas da crosta da Terra. Essa abordagem será feita de acordo com os diferentes níveis crustais a que as mesmas podem estar relacionadas: (1) domínio rúptil e (2) domínio dúctil.
a) Estruturas Rúpteis – Fraturas e Falhas
Fraturas , sob o ponto de vista geológico, são descontinuidades físicas permanentes geradas nas rochas ao se ultrapassar os limites de resistência mecânica das mesmas, pela ação de um campo de tensão ( stress ). É a resposta da rocha ao esforço em domínio de profundidades relativamente baixas, em domínio litosférico rúptil, envolvendo fisicamente a deformação elástica. Podem ser formadas por extensão, ou cisalhamento em seus diferentes modos (Fig.04).
Juntas são fraturas simples ou em feixes em que o deslocamento relativo entre os blocos separados pela(s) descontinuidade(s) não reflete deslocamento apreciável na escala de observação. Os conjuntos (feixes) de fraturas são classificados como (1) sistemáticos , quando a orientação das fraturas do conjunto mostra-se aproximadamente paralelas; e (2) não-sistemáticas , referindo-se as fraturas irregulares, por vezes curvas e não paralelas. A superfície das fraturas ( face ou plano da fratura ) em rochas competentes, quando observadas em campo, desenha feições características que podem informar o modo de nucleação destas (Fig.06). Muitas fraturas mostram sobressaltos e ranhuras, chamadas costelas e hackle , que divergem a partir do ponto de nucleação da mesma ( núcleo ). O padrão é conhecido como estrutura plumosa ou hackle plume , semelhante ao desenho de uma pluma ou “pena eriçada de pássaro”. De modo geral, as fraturas (falhas e juntas) são estruturas muito comuns na crosta, notadamente em níveis rasos, e bastante diversificadas em tipos e situações de formação. Sua variedade de tipos deve-se ao fato de que, sob deformação elástica, diferentes rochas podem ser submetidas a distintos estados de tensão, resultando em diferentes tipos de fraturas. Portanto, seu estudo é relativamente complexo e exige informações de diferentes áreas de conhecimento, destacando-se estudos reológicos e mecânicos. A partir de experimentos de ruptura em materiais geológicos (corpos de prova), são elaborados os chamados critérios de colapso ( brittle failure criterion ), que relacionam fisicamente o estado de tensão, em diferentes condições, com o modo de quebramento (ou colapso) das rochas, identificando modelos físicos e matemáticos para as fraturas.
Fig.06 – Elementos geométricos observados na face principal de um plano de fratura. Destaca- se a estrutura plumosa com suas costelas e hackles , tendo como convergência o núcleo iniciador da fratura. No exemplo a fratura corta perpendicularmente um plano de acamamento.
Os critérios matemáticos permitem a previsão, por exemplo, de desenvolvimento de fraturas em rochas em diferentes estados de tensão, estabelecendo relações entre os ângulos dessas fraturas e as direções de eixos de tensões específicos (veja p. ex. o experimento de Mohr, na elaboração do Círculo de Mohr, ou ainda o critério de Anderson – outros exemplos em Twiss e Moores, 1992 - Cap.10). Para elaborar esses critérios são selecionados conjuntos de propriedades mecânicas relevantes para cada tipo de experimento, em função do tipo de investigação desejada. A maioria dos experimentos em busca de critérios particulares de quebramento, nos diferentes tipos de rochas, tem como base situações mecânicas simples tais como tensão e/ou compressão uniaxial, embora a maioria das rochas na natureza seja sujeita a sobrecargas (tensões) multiaxiais. Como exemplos de experimentos e modelos de ruptura pode-se mencionar:
Tipo de Material
Exemplos de Modelos Teóricos de Colapso Rúptil (^) Teoria de Mohr/Coulomb – modelo de tensão normal máxima. Critério de Anderson – modelo de falhamentos sob diferentes distribuições de tensão. Dúctil Critério de von Mises – modelo de tensão cisalhante máxima.
Considerando em grande parte os resultados provenientes deste testes e experimentos, as fraturas podem ser primariamente classificadas de acordo com o estado de tensão responsável pelo seu desenvolvimento, em:
- Sistemas de fraturas formadas por Cisalhamento Puro (Coaxial);
- Sistemas de fraturas formadas por Cisalhamento Simples (Não- Coaxial). Estes modelos serão apresentados sumariamente a seguir. Observe que o que você aprendeu sobre a condição pontual de ocorrência na natureza de cisalhamento puro e simples, em detrimento de estados de deformação geral, tipo transpressiva- transtensiva, continua valendo. A classificação de fraturas usando como referência estas situações de tensão foi obtida experimentalmente usando exatamente estas duas condições tensoriais, em laboratório.
b) Fraturas em Regime de Tensão Coaxial (Cisalhamento Puro).
JUNTAS
Ao se submeter um bloco rochoso, como corpo de prova, á ação de um campo de tensão dominado por cisalhamento puro (regime coaxial) em um experimento usando-se um pistão simples com um tensiômetro acoplado em seu êmbolo vertical (σ 1 na vertical; σ 2 e σ 3 na horizontal, perpendiculares as paredes do aparato e mutuamente
Fig.07- Conjuntos de fraturas observadas em experimentos de laboratório, produzidos em blocos rochosos. As fraturas nas figuras (a), (b) e (c) são fraturas semelhantes quanto ao arranjo dos tensores, mas o exemplo mostrado em (a) é alcançado por tração longitudinal; o oposto em (b); enquanto em (c) a fratura se dá por alivio de tensão na direção perpendicular a σ 3. As fraturas em (d) representam juntas cisalhantes que podem se formar em pares conjugados ou individualmente, com σ 1 e σ 3 em posições oblíquas em relação às mesmas.
Dependendo do objetivo desejado, os dados a serem coletados em campo envolvendo as fraturas, e mais especificamente as juntas, podem variar bastante. Na rotina do mapeamento geológico torna-se imprescindível coletar pelo menos os seguintes dados, necessários para compor o entendimento básico da deformação de nível crustal raso nos diferentes terrenos rochosos:
Dado a ser obtido: Detalhes:
- rocha onde os conjuntos se concentram - descrição petrográfica em diferentes escalas **de observação.
- tipo da fratura - classificação das fraturas com base em sua** **origem e modo de formação.
- atitude do plano de fratura - em coordenadas geológicas (p.e. mergulho /** **Az. direção de mergulho).
- espaçamento entre as fraturas - em metros, centímetros, etc.
- freqüência / densidade - número de representantes com determinada** orientação / área-volume deformado.
Assim, para o mapeamento geológico, cada conjunto de informações, conforme sugerido acima, deve ser relacionada a cada tipo de fratura particularmente. Um erro, bastante comum entre os geólogos menos experientes com o estudo
das fraturas em campo, é coletar dados de atitudes de seus planos de modo aleatório, sem separar previamente os diferentes tipos, e agrupar suas informações pertinentes separadamente. Os dados sobre as fraturas devem ser coletados de modo seletivo, por tipos, seguindo a classificação que for mais conveniente para o objetivo do estudo. Esse procedimento possibilita o tratamento adequado de dados, usando a projeção estereográfica e diagramas de roseta.
Fig.08 – Modelos de fraturas de tensão, com variações de padrões geométricos relacionados à tensão diferencial (σ1 - σ3). Nas fraturas, de I a IV, respectivamente, há uma diminuição da tensão diferencial, gerando fraturas retas, subparalelas, até fraturas com orientações aleatórias, similares as formadas em brechas hidráulicas.
FALHAS EM CISALHAMENTO PURO
O termo falha ( fault ) é proveniente do jargão de mineiros de carvão do século XVIII, da Europa, que usavam a palavra para representar a interrupção e descontinuidade das camadas de carvão nas galerias das minas. As falhas representam fraturas onde o deslocamento relativo entre os blocos adjacentes é expressivo ao observador, independente da escala de investigação. Têm papel importante em Geologia considerando sua capacidade de interromper a continuidade lateral entre terrenos geológicos e de deslocar volumes expressivos de rochas, quer verticalmente quanto lateralmente. Vale lembrar que as bordas das placas tectônicas são marcadas por diferentes tipos de falhas. Em exploração mineral e na mineração as falhas têm papel de destaque, não só
Em meios anisotropicamente estruturados, quer seja pela mudança de parâmetros mecânicos da rocha ou induzidos por acentuadas mudanças de profundidades litosféricas, as falhas se propagam reagindo gradativamente a estas mudanças, com atenuação do ângulo de mergulho. Essas falhas são descritas como falhas lístricas. Em conseqüência da “listricidade” do plano da falha há o aparecimento de um antiforme no bloco do teto dessa falha, chamado de rollover (Fig.09). Falhas lístricas e seus rollovers são feições comuns em falhas profundas, quilométricas, por exemplo, em falhas mestras que organizam a arquitetura de uma bacia tectônica ( falhas de detachment ). O rollover é uma conseqüência geométrica da presença da falha lístrica. Há uma proporção direta entre o raio de curvatura (concavidade) da falha lístrica e a curvatura do rollover.
Classificação Tensorial
A posição e orientação das falhas nas rochas são governadas pelas leis da mecânica que explicam as fraturas de uma forma geral. A Teoria de Anderson, baseada no critério de Coulomb, prevê, sob o ponto de vista tensorial, a orientação dos eixos principais de tensão ( stress ) em relação aos diferentes tipos de falhas, em modelos que se aproximam bastante dos modelos geológicos observados. O Critério de Coulomb assume que o plano de falha contém o tensor intermediário (σ 2 ) e que o ângulo entre o plano da fratura e o eixo de tensão (compressão) máxima (σ 1 ), nas falhas normais e inversa, é sempre menor que 45º (Fig.10). Nas falhas direcionais o ângulo entre o plano da fratura e o eixo de tensão mínimo (σ3) é menor que 45º (Fig.10). O tipo de falha desenvolvido depende de qual eixo tensorial está na vertical (σ 1 , σ 2 ou σ 3 ).
Fig.10 – Modelos de falhas previstos pelo Critério de Anderson indicando a posição dos eixos principais de tensão e os ângulos idéias de mergulho ou orientação destas, para cada arranjo tensorial. (a) Falha normal (60º); (b) Falha inversa (30º); e (c) Falha direcional (30º).
Falhas normais, ao se associarem, formam bacias tectônicas (Fig.11). Nas bacias recebem nomes próprios de acordo com sua geometria e posição no arranjo
desta. São comumente reconhecidas: (1) Falha Mestra ou Falha de Detachment – é a falha basal, a partir da qual se organiza toda a arquitetura da bacia. Tem perfil lístrico e tem associação ao rollover - antiforme de teto de falhas normais lístricas
- no bloco do teto. (2) Falhas Sintéticas – são falhas normais lístricas, localizadas no bloco do teto da falha mestra, com direção de mergulho acompanhando aquela da falha mestra. Têm propagação em direção ao piso. (3) Falhas Antitéticas – são falhas normais lístricas, também localizadas no teto da falha mestra, com direção de mergulho oposta aquela da falha mestra. Têm propagação em direção ao teto.
Estas falhas são observadas principalmente em imagens geofísicas (p.e. sísmicas) capazes de revelar a arquitetura das bacias em profundidades bem abaixo do pacote de rochas vulcânicas e sedimentares que preenchem as bacias.
Fig.11- Arquitetura esquemática de uma bacia extensional com seus principais tipos de falhas normais: Falha Mestra, Falhas Sintéticas e Antitéticas.
Falhas Inversas, ao se associarem desenham os leques imbricados de cavalgamentos e os duplexes (Boyer e Elliot, 1982), por exemplo (Figs.12 e 13). Usa-se especificamente o termo cavalgamento para as falhas inversas de baixo ângulo. O leque imbricado de cavalgamentos ( thrust imbricated fan ) é um sistema de falhas inversas onde se destacam os seguintes elementos geométricos (Fig.12): (1) Falha de décollement – é a falha mestra, basal do sistema, que organiza o arranjo das demais falhas. Separa o piso do teto. (2) Splays – são falhas secundárias que convergem e se ajustam a falha de decóllement. Dependendo de sua posição e geometria, podem ser ainda classificados em:
- splay simples ou isolado – splay secundário projetado a partir da falha principal.
- splays divergente- subsplay projetado a partir de um splay simples ou isolado.
Os duplexes , no contexto dos sistemas de cavalgamentos ( thrust duplex ), são estruturas relativamente complexas sob o ponto de vista geométrico e cinemático (Fig.13). Geometricamente correspondem a arranjos de falhas onde se individualizam duas falhas de baixo ângulo, uma na base e outra no topo, denominadas cavalgamento de base ( floor thrust ) e cavalgamento de topo ( roof thrust ), respectivamente. Estas falhas são conectadas por splays intermediários, formando fatias de rochas limitadas por falhas, chamadas de horses.
Fig.13 – Duplex compressivo, ou duplex de cavalgamento. O plano em verde representa uma camada ou superfície geológica de referência, deformada pela seqüência de cavalgamentos em splays , controlados por duas falhas posicionadas no topo e no teto do arranjo. Cada bloco encerrado no esquema representa um horse. As estrias têm posição paralela à direção de transporte tectônico ou direção de encurtamento.
Fig.14 – Exemplos de falhas tardias, paralelas á direção de transporte tectônico, responsáveis pela separação, ou compartimentação de blocos em regimes de cavalgamentos e dobramentos, por encurtamento em regiões de colisão. Estas falhas são chamadas de falhas de separação ( tear faults ). Observe a semelhança destas estruturas com as rampas laterais da Fig.15, abaixo.
Fig.15 – Falhas subordinadas a sistemas de cavalgamentos, classificadas de acordo com suas orientações em relação à direção de transporte tectônico regional. Rampas laterais estão dispostas na direção paralela ao transporte tectônico, enquanto que rampas frontais estão em alto ângulo ou perpendiculares á esta. A figura mostra a geometria do bloco do piso do cavalgamento, tendo sido removido o bloco do teto, para melhor visualização.
c) Fraturas em Regime de Tensão Não-Coaxial (Cisalhamento
Simples).
JUNTAS
O cisalhamento simples caracteriza-se geometricamente pelo arranjo dos eixos de tensão máxima e mínima (σ 1 e σ 3 respectivamente) no plano horizontal, orientados de modo oblíquo ás bordas da zona cisalhamento. O sentido de cisalhamento horário (dextral) ou antihorário (sinistral) é definido pela posição dos tensores máximo e mínimo em relação às bordas do sistema. O tensor σ 2 posiciona-se na vertical, ortogonalmente a ambos σ 1 e σ 3.
Experimentos em caixa de cisalhamento simples, originalmente realizados por Cloos (1928) e posteriormente por Riedel (1929), em camadas centimétricas de argila, demonstraram a similaridade geométrica entre conjuntos de fraturas geradas sob estas condições, em diferentes escalas.
As fraturas encontradas nestes experimentos, conhecidas como Fraturas de Riedel têm sido identificadas em diferentes zonas de fraturas transcorrentes nas rochas terrestres, em escalas variando desde milimétrica até quilométrica, em falhas relacionadas a sismos modernos e falhas antigas (Tchalenko, 1970).
