Geologia - Oficina de TextosCisalhamento puro A B Cisalhamento simples Calor Falhas de alto ângulo Falhas de baixo ângulo Calor Fig 18.15 Dois modelos idealizados de estiramento

www.ofitexto.com.br18 Regimes extensionais

Geologiaestrutural

Haakon Fossen

2ª edição

Fig 18.1Com a superfície terrestre como referência, as falhas extensionais (B) representam um espectro de falhas normais que vai das verticais (A) às horizontais (C). As falhas verticais e horizontais não são extensionais nem contracionais

A

B

C


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A

A

A

B

BC

A B CA B C

A

B

C

D

Fig 18.2(A) Falhas inversas e normais coexistindo em uma camada dobrada ao longo de uma falha. Tanto as falhas inversas como as normais são falhas extensionais, porque elas causam movimento extensional nas camadas. As falhas inversas provavelmente se formaram como falhas normais (B) e foram rotacionados durante o dobramento (C, D). Deserto de San Rafael, Utah, EUA


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Fig 18.3

(A) Esquema do modelo dominó de blocos rígidos de falha. (B) Os blocos de falha podem ser restaurados por rotação rígida até que seu acamamento retorne à horizontal. Nesse caso, teremos de aplicar uma rotação de 30º para a remoção do deslocamento

30°

60°

A

B


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Fig 18.4

Esquema do desenvolvimento de um sistema dominó. (A) A transição para a lapa não deformada é acomodada por uma falha lístrica. (B) Um novo conjunto de falhas se desenvolve em uma extensão de alta magnitude. (C) O padrão resultante de falhaspode tornar-se bastante complexo. Para uma descrição mais detalhada, ver Nur (1986)

A

B

C


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Fig 18.5

Uma alternativa para o modelo dominó de estiramento é o desenvolvimento de sistemas horst e graben. Esse estilo de deformação é idealmente simétrico e a deformação global se dá por cisalhamento puro


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Fig 18.6

Experimentos com caixas de areia nos quais a base do modelo foi inclinada antes da extensão. A inclinação pode ser a causa da uniformidade do ângulo e da direção de mergulho das falhas

McClay e Ellis (1987)

Vendeville et al. (1987)

14°2 cm

10°


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Moho

Placa superior

Placa inferior

Nívelerosivo

Complexo de núcleo metamór�coBacia

Direção de falhas mais jovens

A

B

C

D

E

F

G

H

Moho

Placa superior

Placa inferior

Nívelerosivo

Complexo de núcleo metamór�coBacia

Direção de falhas mais jovens

A

B

C

D

E

F

G

H

Fig 18.7Desenvolvimento de um complexo de núcleo metamórfico durante extensão em escala crustal e compensação isostática. Note como novos blocos de falha em forma de cunha são sucessivamente arrancados da capa. Note também como a compensação isostática é acomodada por meio de cisalhamento verticalFonte: baseado em Wernicke e Axen (1988).


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Zona de descolamento

Nord�ord-Sogn

Zona de descolamento

Nord�ord-Sogn

Falha normal de baixo ângulo

Falha normal de baixo ângulo

Arenitos e conglomeradosdevonianos

Substrato metamór�coSubstrato metamór�co

DescolamentoAca

mament

o

Fig 18.8Falha de baixo ângulo sob a Bacia Hornelen, Devoniano, Caledonides da Escandinávia, separando arenitos e conglomerados devonianos de rochas miloníticas do descolamento de Nordfjord-Sogn. Essa falha é rúptil, localizada entre tramas miloníticas da zona de descolamento extensional de Nordfjord-Sogn e a bacia superimpostaFoto: Vegard V. Vetti.


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Fig 18.9Experimento em massa de gesso mostrando como uma falha de baixo ângulo pode formar-se em um estágio relativamente tardio da história de deformação extensional. Note que a falha tardia (em vermelho) corta as falhas preexistentes de alto ângulo e que um horst está prestes a estabelecer-se acima do segmento de patamar da falha. Um pseudoacamamento foi marcado em preto nas paredes externas antes do movimento extensionalFonte: Fossen et al. (2000).

β =1,00

β =1,10

β =1,27

β =1.31

β =1.43

β =1,22

10 cm1

2

5

3

4

3

3

5

Descolamento

A

B

C

D

E

F

β =1,00

β =1,10

β =1,27

β =1.31

β =1.43

β =1,22

10 cm1

2

5

3

4

3

3

5

Descolamento

A

B

C

D

E

F


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β = 1,08

β

β

β

β

β

1

2

3

14

5

23 1

4

67

2

3

1 4

5

6

7 2

1

5 43

67

2

1

5

4

3

10 cm

A

B

C

D

E

F

= 1,23

= 1,15

= 1,33

= 1,74

= 1,40

Embasamento rígido

Massa degesso

β = 1,08

β

β

β

β

β

1

2

3

14

5

23 1

4

67

2

3

1 4

5

6

7 2

1

5 43

67

2

1

5

4

3

10 cm

A

B

C

D

E

F

= 1,23

= 1,15

= 1,33

= 1,74

= 1,40

Embasamento rígido

Massa degesso

Fig 18.10Colapso da lapa em um experimento com massa de gesso. Note como as novas falhas se formam sequencialmente na lapa, ao mesmo tempo que o mergulho da falha principal diminui


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Rampa

Rampa

Plataforma Cavalos

Falha de base

Falha de topo

Duplex extensional

Cavaleiros

Leque de imbricação

Fig 18.11Esquema de uma imbricação extensional e de uma estrutura duplex. Cavalos (horses) e cavaleiros (riders) são mostrados em amarelo


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Fig 18.12Deslizamentos geram estruturas extensionais na parte central e posterior, e estruturas contracionais na parte frontal (inferior) do sistema

Deformaçãointerna

Adelgaçamentovertical e extensãoe deslizamentohorizontal

Camadamenosresistente

Fluxo dúctilna base

Campo dedeslocamentodivergente

Superfície lístricade falha

Break-awayFalha de colapso

Desordem

crescente

DescolamentoBase

front

al

Imbricaçãofrontal


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Pré-riftePós-rifte

Sinrifte

A

B

C

Fig 18.13Três estágios de desenvolvimento de um rifte. (A) Extensão inicial, que cria ou reativa fraturas que atingem níveis crustais profundos. A deformação é baixa nesse estágio e há preenchimento de fraturas por magma, com a formação de diques. (B) Estágio de estiramento, durante o qual formam-se os principais complexos de falhas. Os sedimentos sinrifte não estão representados. (C) Subsidência pós-rifte e sedimentação. As falhas de compactação na sequência pós-rifte formamse por compactação diferencial


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Fig 18.14Sistema de rifte composto por hemigrabens sobrepostos, que se interferem mutuamente. As sobreposições são denominada zonas de acomodação por Rosendahl et al. (1980), com base em dados do grande rifte do leste da África. Diferentes tipos de arranjos de hemigrabens podem ocorrer. As zonas de acomodação podem conter horsts (seção 1) ou grabens (seção 2)

HorstSeção 1

Seção 2

A

B

CHorst


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Cisalhamento puroA

BCisalhamento simples

Calor

Falhas dealto ângulo

Falhas debaixo ângulo

Calor

Fig 18.15Dois modelos idealizados de estiramento crustal e rifteamento. O modelo de cisalhamento puro é simétrico, com um máximo térmico sob a região central do rifte. O modelo de cisalhamento simples geralmente é dominado por uma zona de cisalhamento de baixo ângulo, que produz uma assimetria no rifte


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Gull-faks

GrabenViking

PlataformaHorda

PlataformaShetland

Stat-ord

20 km

0

40 km

A

B

C

Fig 18.16Seção baseada em uma linha sísmica profunda através da porção norte do Mar do Norte. Esta seção foi interpretada tanto em termos de cisalhamento puro (B) como de cisalhamento simples (C), e podemos considerar que ela contém elementos de ambos os modelosFonte: baseado em Odinsen et al. (2000).


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10

0,5/km

0,1/km

0,05/km

0,2/km

0,01/km

0,001/km52 005002001051

D = –0,73

Deslocamento (m)

Fig 18.17Diagrama log-log indicando o rejeito de falhas em relação ao seu número cumulativo (normalizado em relação ao comprimento). Os dados definem uma linha aproximadamente reta na porção central do diagrama. A amostragem insuficiente das falhas menores e maiores é o que causa o desvio em relação à reta nas extremidades da linha. Dados de uma subpopulação de falhas no Campo de Gullfaks, Mar do NorteFonte: Fossen e Rørnes (1996).


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Fig 18.18Extensão sinsedimentar causada por gravidade, acima do descolamento de baixo ângulo na bacia de Kwanza, na margem passiva no oeste da África (Angola). Os blocos de falha estão se movendo sobre uma fina camada de sal e, portanto, descolados de seu substrato. O sal flui de modo plástico e acomoda problemas de área causados pela rotação dos blocos de falhaFonte: modificado de Duval et al. (1992).

1 s

2 s 2 km


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Colapso de platôColapso de platô

Soerguimento isostático e/ouenfraquecimento térmico

Cisalhamento simples

Antepaís

Divisão de arco de ilhas, subducção e espalhamento de fundo oceânico

Cisalhamento puro

pós-colisional (pós-orogênico)

Sincolisional (Sinorogênica)

Pré-colisional

Extensão

Contração

Fluxo de canal

AntepaísAntepaís

Antepaís Antepaís

Cisalhamento em direçãoao antepaís

Falha extensional

Cisalhamento em direçãoao além-país

Colapso da raizorogênica


Cunha instável

Cunha orogênica instável

Antepaís

Descolamento basal:cisalhamento em direçãoao antepaísDescolado

A

B

D

E

F

C

Colapso de platôColapso de platô

Soerguimento isostático e/ouenfraquecimento térmico

Cisalhamento simples

Antepaís

Divisão de arco de ilhas, subducção e espalhamento de fundo oceânico

Cisalhamento puro

pós-colisional (pós-orogênico)

Sincolisional (Sinorogênica)

Pré-colisional

Extensão

Contração

Fluxo de canal

AntepaísAntepaís

Antepaís Antepaís


Falha extensional

Cisalhamento em direçãoao além-país

Colapso da raizorogênica


Cunha instável

Cunha orogênica instável

Antepaís

Descolamento basal:cisalhamento em direçãoao antepaísDescolado

A

B

D

E

F

C

Fig 18.19Diferentes tipos de extensão relacionados a um ciclo orogênicoFonte: modificado de Fossen (2000).


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Fig 18.20Modelo de formação de uma grande falha normal (NHNF) nos Himalaias. Uma fatia de crosta continental é descolada e soerguida por uma combinação de compressão e flutuabilidade. A fatia está sobre um cavalgamento (MCT) e sob uma falha normal (NHNF). Baseado na modelagem física de Chemenda et al. (1995). NHNF é a sigla para North Hymalaya Normal Fault; MCT, Main Central Thrust; MBT, Main Boundary Thrust

Placa da Ásia

100 km

MBTMCTNHNF

NHNF

A

B

C

Placa da Índia

Manto litosférico


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Delaminação

Movimento de nappe

Soerguimento e colapso

Cunhas orogênicas

Mantolitosférico

Crosta

Frio e denso

Fusão

Quente

Quente Quente

Quente

A

B

Fig 18.21Delaminação provocando colapso orogênico e da raiz do orógeno. (A) A raiz mais fria e densa puxa a crosta continental para baixo. (B) Delaminação e descida da raiz densa, causando o colapso para cima da crosta continental profunda, soerguimento e colapso da parte superior da zona colisional (na cunha orogênica), com transporte de rochas em um nível elevado do além-país em direção ao antepaís


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50 km

Soerguimento

Cisalhamento extensional

Conglomeradosdevonianos

Retrodeslizamento (~ 400 Ma)

Cavalgamento (pré-400 Ma)

Descolamento reativado

Nappes 0

–50 kmDescolamento

Embasamento

Embasamento

Descolamentoinativo

A

B

CCisalhamentos extensionais inclinados(~ 400–360 Ma)

Fig 18.22Desenvolvimento de falhas e zonas de cisalhamento extensionais de baixo ângulo nas Caledonides, no sul da Escandinávia. (A) Colocação (emplacement) de nappes na convergência de placas. (B) Retrodeslizamento da cunha orogênica, causando inversão do sentido de cisalhamento no descolamento basal. (C) Formação de zonas de cisalhamento e falhas com mergulho para o além-país, cortando os cavalgamentos e o embasamentoFonte: baseado em Fossen (2000).

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