Aula5 - Zonas de Cisalhamento

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  • GEOLOGIA ESTRUTURAL

    Aulas 5

    Zonas de Cisalhamento

  • INTRODUO e MECANISMOS DE CISALHAMENTO

    Definio Zona estreita e planar de paredes subparalelas onde se

    concentra a deformao com taxas variveis, porm normalmente altas.

    So zonas de fraqueza e apresentam adelgaamento por deformao localizada (h formao de milonitos ou ento falhas). So classificadas em:

    Rpteis (frgil) Rpteis-dcteis ou dcteis-rpteis

    Dcteis (plstica) Zonas dcteis e as dcteis-rpteis normalmente so as

    equivalentes, em maiores profundidades (nvel estrutural inferior) das zonas rpteis situadas em profundidades menores (nvel estrutural superior).

  • a) Rptil b) Rptil-Dctil c) Rptil-Dctil d)Dctil

  • Cisalhamento rptil

  • Cisalhamento dctil

  • Deformao

    Quando um corpo (ou macio) rochoso sofre uma mudana de posio em relao a um sistema de coordenadas, seus pontos materiais deslocam-se uns em relao aos outros.

    As mudanas mais pronunciadas podem se dar atravs da distoro (mudana de forma), dilatao ou dilatao com distoro.

    O deslocamento de um determinado ponto definido pelo vetor que une o ponto no estado indeformado com o estado deformado, no importando a trajetria executada

  • A deformao pode ser homognea ou heterognea:

    (a) homognea quantidade de deformao igual em todas as partes infinitesimais do corpo.

    (b) heterognea deformao no similar em todos os pontos do corpo.

    Deformao Heterognea

    Deformao Homognea

  • A- Constrio

    B- Achatamento

    C- Deformao Plana

    Em relao aos eixos do elipside de deformao observa-se que:

    (a) se Y corresponde direo de encurtamento. Hconstrio com gerao de lineao;

    (b) quando Y corresponde direo de estiramentoh achatamento com gerao da foliao;

    (c) quando no h deformao na direo Y a deformao plana gerando foliao e lineao.

  • k = o

    o < k < 1Achatamento

    DIAGRAMA DE FLINN

    1 < k < Constrio

    xy

    k =

    b = _

    k = a - 1b - 1k =

    1

    Defo

    rm.

    Plana

    a = _

    xy

    Diagrama de Flinn mostra como um corpo poderia passar do estado de deformao francamente linear para francamente achatado

  • A deformao pode ser quantificada. As mudanas tanto no comprimento de linhas como no valor angular entre essas linhas podem ser calculadas.

    Utilizam-se as seguintes relaes:

    e = elongao l = comprimento

    e = l1-l0 / l0

    = (1+e)2 = (l1 / l0)2 (elongao quadrtica)sendo: x = 1 y = 2 z = 3

  • Os parmetros do cisalhamento so:

    ngulo do cisalhamento

    = tg taxa do cisalhamento

    ngulo entre o eixo principal do elipside e a direo de cisalhamento

    x

    x

    s- z = tan= ngulo de cisalhamento= taxa de cisalhamento= ngulo entre o eixo principal do elipside e a direo do cisalhamento( = 2 cotg 2 )

    Relao de elipse de deformao para o cisalhamento em um sistema de cisalhamento simples.

  • Deformao e Profundidade

    Um corpo rochoso submetido a duas presses, a litostticaisotrpica e a tectnica anisotrpica. Ambas so representadas pelo elipside de tenso.

    Uma rocha apresenta variao de sua deformao em funo da presso e da temperatura conforme o grfico TENSO x DEFORMAO.

    No grfico so demonstrados os campos referentes deformao elstica, limite da elasticidade, deformao plstica e o ponto de ruptura. A curva de deformao conseqncia das mudanas dos mecanismos da deformao ativadas em escala cristalina.

  • Quando h o aparecimento da primeira deformao, com incrementos posteriores, a rocha poder assumir uma ou mais das seguintes condies:

    (a) aumento natural da deformao com a manuteno do esforo constante,

    (b) aumento da resistncia e conseqente necessidade do aumento do esforo para aumento da deformao (strainhardening),

    (c) aumento da deformao com esforos cada vez menores (strain softening). Nesta situao o local tende a concentrar cada vez mais a deformao impedindo a propagao para o restante da rocha.

  • GEOMETRIA DE ZONAS DE CISALHAMENTO Uma zona de cisalhamento deve possuir limites laterais

    paralelos entre si. Os perfis de deslocamento, ao longo de qualquer seo

    transversal zona, devem ser aproximadamente idnticos. possvel a ocorrncia de seis campos de deslocamento, que desenham a geometria de uma ZC:

    (a) quando as paredes da Z.C. estiverem indeformadas:a.1 cisalhamento simples heterogneo a.2 troca de volume heterogneo

    a.3 combinao entre (1) e (2)

  • A - Cisalhamento simples heterogneo

    A - Cisalhamento simples heterogneo com troca de volume

    C- A + B

    D- Deformao homognea + cisalhamento simples

    Indeformado

    E- Def. homognea + cisalhamento simples com troca de volume

    F- Def. homognea + cisalhamento simples + troca de volume

  • (b) quando as paredes da ZC estiverem deformadas

    b.1 deformao homognea combinada com o cisalhamento simples

    b.2 deformao homognea combinada com a troca de volume

    b.3 Deformao homognea combinada com o cisalhamento simples e troca de volume

    Quando h perda de volume nas zonas de deformao so chamadas de zonas de dissoluo por presso (minerais mais solveis so carreados para pontos onde a deformao menor), possibilitando a concentrao de minerais (mineralizao) em ZC.

  • (SIBSON, 1977)

    ZONA DE FALHA X NVEL CRUSTAL

    Incoesiva (gouge e brecha)

    Pseudo - Taquilito

    10 - 15 km

    ?

    CoesivaMaciaBrechas ModasCataclasitosPseudo-Taquilito

    Coesiva, rochas falhadasdas sries do milonito e blastomilonito

    Regi

    me

    EF

    Regi

    me

    QP

    1-4 km

    250 - 350C

  • Falhas

    Flexo (dobramento)

    Clivagem de Fratura

    Xistosidade de fluxo

    Transposio

    Anatexia

    Limite superior da xistosidade

    Limite superior da estrutura gnaissica

    Nvel superior

    Nvel inferior

    0 km

    5 km

    10 km

  • Definio por escala

    (a) Cinturo de cisalhamento(b) Zona de cisalhamento(c) Banda de cisalhamento

  • Classificao de tectonitos gerados em zonas de cisalhamento

  • ZONAS DE CISALHAMENTO RPTILCaractersticas(a) so representadas por uma falha ou zona de falha (longas e

    estreitas faixas onde se concentra a deformao);(b) h intenso quebramento e cominuio (moagem) nas

    rochas;(c) ocorre no nvel estrutural superior e intermedirio (at cerca

    de 15 Km de profundidade)(d) depende do volume do material deformado e do

    mecanismos de deformao;(e) os mecanismos de cisalhamento rptil so principalmente

    controlados pela concentrao de esforos em torno das imperfeies internas seja em nvel cristalino seja em nvel de blocos e macios rochosos.

  • Rochas cataclsticas formadas (tectonitos rpteis)

    As rochas formadas no processo cataclstico recebem a seguintes nomenclatura: brecha, pseudotaquilito, microbrecha, protocataclasito, cataclasito, ultracataclasito (ver a classificao de Sibson, 1977).

    Essas rochas envolvem respectivamente os seguintes processos de deformao:

    (a) microfraturamento coalescente;

    (b) fraturamento generalizado;

    (c) rotao e esmagamento dos minerais

  • Da mesma forma que na deformao coaxial a deformao no-coaxial mostra os seguintes casos gerais:

    (a) Comportamento rptilAs descontinuidades desenvolvidas so caracterizadas pelo Modelo de Riedel:

    - fratura de partio T: fratura de extenso ou distenso.- fratura de cisalhamento de RIEDEL (sinttica ou R).- fratura de cisalhamento conjugada de RIEDEL (antittica

    ou R').

    - fratura de cisalhamento P (sinttica secundria) -fratura de cisalhamento X (antittica secundria).-fratura de cisalhamento Y ou D, que se forma paralelamente

    ao binrio em casos extremos

  • Cisalhamento rptil progressivo

  • Generalidades A feio fundamental das ZCDs a recristalizao acentuada,

    com desenvolvimento de estruturas e texturas indicadoras de fluxo plstico.

    O limite superior do ambiente onde se desenvolvem estas feies apresenta temperaturas da ordem de 300C (cerca de 15 km de profundidade nvel estrutural inferior).

    As rochas geradas so aquelas que caem no campo dos milonitos (ver classificao de Sibson, 1977). Pode haver processos cataclsticos envolvidos porm o mecanismo de deformao mais caracterstico o superplstico (fluxo laminar no-coaxial).

    Com o aumento da deformao os gros grossos das rochas convertem-se em protomilonitos, milonitos ou ultramilonitos.

    ZONAS DE CISALHAMENTO DCTIL (ZCD)

  • Os mobilizados podem tambm formar concentraes minerais importantes. As principais armadilhas so as faixas de alta deformao; zonas de sombra de presso; zonas de fraturas diversas e aberturas criadas por distenso.

    As zonas de cisalhamento dctil articulam-se de forma a isolar lentes mais ou menos extensas formando o padro amendoado. O padro amendoado pode ser resultado de: (1) anastomosamento de zonas de cisalhamento; (2) zonas de cisalhamento conjugadas e (3) zonas de cisalhamento de tipos diversos entrecruzadas.

  • Feies Planares Em zonas de cisalhamento dctil h orientao preferencial

    (estatstica) de minerais e desenvolvimento no plano de achatamento, dando origem xistosidade e/ou clivagem, materializado no plano XY (perpendicular a Z). Constitui-se na feio planar fundamental de uma zona de cisalhamento. Os mecanismos de formao das foliaes (ou feies planares):

    (a) rotao passiva de minerais planares (matriz sofre deformao plstica);

    (b) orientao de minerais neo-formados;

    (c) mecanismos de dissoluo e recristalizao por presso;

    (d) fluxo plstico, gerado por defeitos intra-cristalinos.

  • Cauda de