FALHAS E ROCHAS DE FALHA

Apresentamos dois textos que explanam nossa aula sobre falhas e rochas de falhas.

Texto 1: Extraído de FOSSEN, Haakon. Geologia Estrutural. Trad. Fábio R. D. de Andrade. Capítulo 8 – Falhas. São Paulo : Oficina de Textos, 2012.

As falhas afetam as camadas de rochas e introduzem "defeitos" no arcabouço estratigráfico primário. Elas são estruturas geológicas extremamente intrigantes e fascinantes para os que trabalham com Geologia Estrutural, ainda que em alguns casos possam frustrar estratígrafos e mineradores por dificultarem o mapeamento geológico e a interpretação de dados sísmicos. Hoje sabemos mais sobre as falhas do que há poucas décadas, em razão principalmente dos avanços da indústria do petróleo. Elas também representam desafios para a disposição de resíduos e para a construção de túneis. As falhas ativas têm uma relação próxima com terremotos e desastres sísmicos. Neste capítulo, abordaremos a geometria, a anatomia e a evolução de falhas e de conjuntos de falhas, com exemplos e aplicações relevantes para a indústria do petróleo.

8.1 Terminologia de falhas

Enquanto as fraturas e outras descontinuidades abordadas nos capítulos anteriores são estruturas relativamente simples, as falhas são muito mais complexas e podem acomodar grande quantidade de deformação na crosta superior. O termo falha é usado de diferentes modos, dependendo do con­texto. Uma definição simples e tradicional seria:

UMA FALHA É QUALQUER SUPERFÍCIE OU FAIXA ESTREITA ONDE É VISÍVEL UM DESLOCAMENTO CAUSADO POR CISA­LHAMENTO.

Esta definição é praticamente idêntica à de fra­tura de cisalhamento, e alguns geólogos usam os dois termos como sinônimos. Alguns geólogos refe­rem-se às fraturas de cisalhamento com rejeitos mi­limétricos ou centimétricos como microfalhas. En­tretanto, há uma tendência para restringir-se o uso do termo fratura de cisalhamento às estruturas de pe­queno porte e de aplicar-se o termo falha às estrutu­ras mais bem desenvolvidas, com rejeitos da ordem de 1 m ou mais.

A espessura de uma falha é outro aspecto rele­vante. As falhas são, em geral, expressas como pla­nos ou superfícies, tanto na linguagem oral como na escrita, mas um exame minucioso revela que elas formam uma faixa com uma espessura men­surável e com estruturas rúpteis subsidiárias. A es­pessura é, em geral, muito menor que o rejeito, e muitas ordens de grandeza menor que o compri­mento da falha. Uma falha pode ser considerada como uma superfície ou como uma faixa, depen­dendo da escala de observação, dos objetivos e do grau de precisão necessário.

As falhas tendem a formar zonas complexas de deformação, com múltiplos planos de cisalha­mento, fraturas subsidiárias e, em alguns casos, bandas de deformação. Isso é particularmente visí­vel quando consideramos grandes falhas, com rejei­tas de porte quilométrico. Elas podem ser conside­radas falhas simples em um mapa ou em um perfil sísmico, mas poderão ser descritas em campo como um conjunto de planos de falha. Em outras pala­vras, a dependência da escala é fundamental para o geólogo estruturalista. Isso levou a maioria dos geólogos a considerar as falhas como um volume de rochas deformadas de modo rúptil, volume este que é relativamente delgado em uma direção:

UMA FALHA É UM VOLUME TABULAR DE ROCHA COM UMA SUPERFÍCIE CENTRAL OU NÚCLEO DE CISALHAMENTO, ONDE O CISALHAMENTO É MAIS INTENSO, ENVOLTO POR UM VOLUME AFETADO EM MENOR GRAU POR UMA DEFOR­MAÇÃO RÚPTIL, QUE TEM RELAÇÃO ESPACIAL E GENÉTICA COM A FALHA.

O termo falha pode ainda ser aplicado a mecanis­mos de deformação (rúptil ou plástica). De modo in­formal, esse termo cobre tanto as descontinuidades rúpteis como as zonas de cisalhamento dúctil, do­minadas pela deformação plástica. Isso está implí­cito quando discutimos grandes falhas que atraves­sam grandes porções da crosta em perfis sísmicos ou geológicos. O termo falha rúptil (em oposição à zona de cisalhamento rúptil) pode ser usado em casos em que é importante indicar o mecanismo de deformação. Na maioria dos casos, os geólogos implicitamente restringem o termo falha a desliza­mentos ou descontinuidades causados por cisalha­mento dominado por mecanismos de deformação rúptil, o que faz com que o termo falha rúptil seja algo redundante:

UMA FALHA É UMA DESCONTINUIDADE COM DESLOCA­MENTO PARALELO ÀS SUAS PAREDES E DOMINADA POR MECANISMOS DE DEFORMAÇÃO RÚPTIL.

As descontinuidades, nesse contexto, referem­-se principalmente às camadas de rochas, ou seja, as falhas cortam as camadas de rochas, que se tor­nam descontínuas. Entretanto, as falhas também representam descontinuidades mecânicas e de des­locamento. A Fig. 8.1 ilustra como o campo de des­locamento varia rapidamente através das falhas,  tanto em mapa como em perfil. Uma definição cinemática, particularmente útil para trabalhos experimentais e monitoramento de falhas ativas por GPS, pode ser acrescentada:

UMA FALHA É UMA DESCONTINUIDADE NA VELOCIDADE OU NO CAMPO DE DESLOCAMENTO ASSOCIADOS À DEFORMAÇÃO.

Como mencionado no capítulo anterior, as falhas são diferentes das fraturas de cisalhamento, porque uma simples fratura de cisalhamento não pode expandir-se ao longo do seu próprio plano para tornar-se uma grande estrutura. As falhas, por sua vez, podem crescer pela criação de uma complexa zona de processos, com numerosas pequenas fraturas, sendo que algumas delas se conectam para formar as superfícies de deslocamento, enquanto que outras são abandonadas.

8.1.1 Geometria das falhas

As falhas não verticais separam o bloco superior, denominado capa ou teto, do bloco inferior, chamado lapa ou muro (Fig. 8.2). Quando a capa é rebaixada em relação à lapa, há uma falha normal. No caso oposto, onde a capa é soerguida em relação à lapa, há uma falha reversa. Se o movimento for lateral, ou seja, no sentido do plano horizontal, temos uma falha transcorrente. As falhas transcorrentes podem ter rejeito sinistral (lateral esquerdo) ou destral (lateral direito) (do latim sinister = esquerda, dexter = direita).

Observa-se uma ampla gama de ângulos de mergulho dos planos de falhas, desde verticais até horizontais, mas alguns deles são mais comuns: as falhas transcorrentes têm ângulo de mergulho alto, e as falhas reversas possuem, tipicamente, ângulo de mergulho menor que o das falhas normais. Se o ângulo de mergulho for menor que 30°, a falha é denominada falha de baixo ângulo, ao passo que as falhas de alto ângulo têm mergulho maior que 60°. As falhas reversas de baixo ângulo são denomi­nadas falhas de cavalgamento, especialmente se o movimento dos blocos for da ordem de dezenas ou centenas de quilômetros.

Uma falha que se horizontaliza com o aumento da profundidade é uma falha lístrica (Fig. 8.3), en­quanto as falhas cujo ângulo de mergulho aumenta com a profundidade são, por vezes, denominadas antilístricas. Os termos rampa e patamar, original­mente ligados à terminologia das falhas de cavalga­mento, são usados para descrever a alternância de porções inclinadas e sub-horizontais em qualquer plano de falha. Por exemplo, uma falha que varia de inclinada para horizontal e novamente para incli­nada tem uma geometria rampa-patamar-rampa.

As irregularidades são particularmente comuns em seções perpendiculares à direção de desloca­mento da falha. Nas falhas normais e reversas, isso significa traços de falha curvos quando vistos em mapas, como nas falhas em campos de petróleo ex­tensionais (Fig. 8.4). As irregularidades nessa seção não causam conflito durante o deslizamento dos blocos, contanto que os eixos das irregularidades coincidam com o vetor de deslizamento. Quando as irregularidades também ocorrem na direção de deslocamento, pode haver deformação na capa e/ou na lapa. Por exemplo, uma falha normal lístrica cria tipicamente estruturas antiformes (rollover) na capa.

UMA FALHA PODE TER QUALQUER FORMA PERPENDICULAR À DIREÇÃO DE DESLIZAMENTO, MAS FORMAS NÃO LINEA­RES NA DIREÇÃO DE DESLIZAMENTO GERAM PROBLEMAS DE ESPAÇO E DEFORMAÇÃO DA CAPA E/OU LAPA.

O termo zona de falha refere-se tradicional­mente a uma série de falhas ou superfícies de deslizamento subparalelas, suficientemente pró­ximas umas das outras para definir uma zona. A largura da zona depende da escala de observação ­em campo ela varia de centímetros a metros, mas pode ser da ordem de quilômetros ou mais quando estudamos falhas de grande porte, como a Falha de San Andreas (EUA). Pode haver algumas incon­sistências quanto ao uso do termo zona de falha, particularmente em relação à parte central da falha, onde todas ou a maioria das estruturas originais da rocha são obliteradas, ou quanto ao núcleo e às zonas marginais de deformação associadas à falha. Essa situação, comum na literatura relacionada à Geologia de Petróleo, pode causar alguma confusão e, portanto, o uso do termo zona de falha requer uma especificação cuidadosa.

Duas falhas normais separadas que mergulham uma em direção à outra criam um bloco rebaixado denominado graben (Fig. 8.5). As falhas normais com mergulhos em direções opostas criam um bloco soerguido denominado horst. As falhas mai­ores em regiões falhadas são denominadas falhas mestras (master faults) e estão associadas a falhas menores, que podem ser sintéticas ou antitéticas. Uma falha antitética mergulha na direção da falha mestra, enquanto uma falha sintética mergulha na mesma direção da falha mestra (Fig. 8.5). Essas expressões são relativas e apenas fazem sentido quando as falhas menores estão relacionadas a falhas maiores específicas.

8.1.2 Rejeito, escorregamento e separação

O vetor que conecta dois pontos que foram contí­guos antes do falhamento chama-se vetor de deslo­camento (rejeito) local ou direção de rejeito líquido (Fig. 8.6). Idealmente, uma falha transcorrente tem um rejeito horizontal, enquanto as falhas normal e reversa têm vetores de deslocamento na direção do mergulho. Em geral, o rejeito total que observamos na maioria das falhas é a soma de vários incremen­tos (terremotos), cada um com seu próprio vetor de deslocamento ou de rejeito. Os rejeitos individuais podem ter direções distintas. Há, portanto, uma di­ferença entre a deformação sensu stricto, que relaci­ona apenas os estados deformado e não deformado, e a história da deformação. Podemos procurar em campo as evidências do histórico dos rejeitos em feições como estrias múltiplas.

Uma série de vetores de deslocamento sobre a superfície de deslocamento resulta em um campo de deslocamento ou campo de rejeito nessa super­fície. As estrias, os indicadores cinemáticos (Cap. 9) e o rejeito das camadas fornecem ao geólogo de campo informações sobre a direção, o sentido e a magnitude do rejeito. Muitas falhas apresentam desvios a partir dos rejeitos puros no sentido do mergulho ou no sentido da direção, ou seja, apre­sentam vetor de rejeito líquido oblíquo. Tais falhas são denominadas falhas de rejeito oblíquo (Fig. 8.7). O grau de inclinação é indicado pelo pitch (ou rake), que é o ângulo entre a direção da superfície de des­lizamento e o vetor de rejeito (estrias).

Se não soubermos qual é o verdadeiro vetor de deslocamento, podemos ser enganados pelo rejeito aparente de uma seção arbitrária em um maciço ro­choso falhado, seja ela sísmica ou em afloramento (Fig. 8.6B). O rejeito aparente observado em uma se­ção ou plano é denominado separação (aparente). O rejeito horizontal é a separação das camadas vista em uma exposição horizontal ou em um mapa (Fig. 8.6B), enquanto o rejeito de mergulho é ob­servado em uma seção vertical (Fig. 8.6C). Nesta, o rejeito de mergulho pode ser decomposto em um rejeito vertical e em um horizontal. Note que esse rejeito horizontal é diferente daquele mostrado na Fig. 8.6D. Esses dois rejeitos registrados em uma seção vertical podem ser denominados rejeito ho­rizontal aparente (heave) e rejeito vertical aparente (throw) (Fig. 8.6C). O rejeito verdadeiro ou total de uma falha pode ser observado apenas na seção que contenha o verdadeiro vetor de deslocamento (Fig. 8.6D).

Uma falha que afeta uma sequência de cama­das irá separar, nas três dimensões, cada superfí­cie (interface estratigráfica), e dessa forma surgirão duas linhas de corte de falha (Fig. 8.8). Se a falha não for vertical e o vetor de deslocamento não for paralelo ao acamamento, o mapa da superfície fa­lhada irá mostrar um espaço aberto entre duas li­nhas de corte. A largura do espaço aberto, que não apresentará contornos, está relacionada tanto ao mergulho da falha como ao seu rejeito de mergulho. Além disso, a abertura reflete o rejeito horizontal aparente visto na seção vertical através da falha (Fig.8.8).

8.1.3 Separação estratigráfica

A perfuração através de uma falha pode resultar em uma seção repetida ou em uma seção faltante no corte de falha (ponto onde a perfuração intersecta a falha). Em perfurações verticais, o caso é simples: falhas normais omitem camadas (Fig. 8.9A) e falhas reversas causam a repetição de camadas ao longo da perfuração. Em perfurações inclinadas, onde a inclinação do furo é menor que a do mergulho da fa­lha, como na perfuração G, na Fig. 8.9B, a repetição estratigráfica pode ser vista em falhas normais. O termo geral para a ausência ou a repetição de uma seção estratigráfica em poços perfurados através de uma falha é separação estratigráfica. A separação es­tratigráfica é uma medida do rejeito de falha obtida em perfurações de poços de petróleo, e será igual ao componente vertical de rejeito de falha se as ca­madas forem horizontais. A maioria das camadas falhadas não é horizontal, e o componente vertical de rejeito deve ser calculado.

8.2 Anatomia de falha

As falhas registradas em perfis geológicos ou sÍsmi­cos são, em geral, representadas por linhas simples de espessura constante. Em detalhe, entretanto, as falhas raramente são superfícies simples ou zonas de espessura constante. De fato, elas são, em sua maioria, estruturas complexas formadas por uma quantidade praticamente imprevisível de elemen­tos estruturais. Como há variações tanto ao longo como entre as falhas, não é fácil chegarmos a um modelo simples para descrever uma falha. Na maioria dos casos, é útil fazer uma distinção entre o núcleo da falha (ou superfície de deslizamento) e o volume ao seu redor, conhecido como zona de dano de falha, onde as rochas apresentam deformação rúptil (Fig. 8.10).

O núcleo da falha pode variar de uma simples su­perfície de deslizamento, com uma zona cataclás­tica de espessura milimétrica, a uma zona com vá­rias superfícies de deslizamento ou até zonas in­tensamente cisalhadas com vários metros de es­pessura, onde apenas resquícios da rocha original estão preservados. Em rochas cristalinas, o núcleo da falha pode ser constituído por um material pra­ticamente não coeso conhecido como gouge de fa­lha, no qual argilominerais são formados a partir de feldspatos e outros minerais primários. Em ou­tras situações, o núcleo da falha pode conter cataclasitos de alta dureza, particularmente em fa­lhas formadas na parte inferior da crosta superior rúptil. Vários tipos de brechas, coesas ou não co­esas, também são encontrados em núcleos de fa­lhas. Em casos extremos, a fricção faz com que as rochas cristalinas sejam localmente fundidas, cri­ando uma massa vítrea conhecida como pseudota­quilito. 

Texto 2: Rochas formadas nas zonas de falha.

A movimentação dos blocos no decorrer do falhamento pode provocar profundas alterações nos materiais afetados, levando à formação de uma categoria específica de rochas, as rochas cataclásticas, enquadradas no conjunto das rochas metamórficas (metamorfismo dinâmico).

Estas rochas se formam por evolução de um microfraturamento inicial. A coalescência das microfraturas provoca uma partição da rocha em blocos angulosos de tamanho variável. Com o adensamento da rede de fraturas, o tamanho dos blocos tende a diminuir. Esta diminuição pode ser acompanhada de um arredondamento progressivo dos elementos, induzido pela sua rotação em conseqüência da movimentação dos blocos de falha. Este processo de trituração, totalmente frágil, chamado cominuição ou cataclazação, leva à formação de rochas constituídas por uma matriz fina englobando fragmentos da rocha inicial.

As rochas formadas nessas condições podem ou não sofrer uma litificação, apresentando-se coesas ou não. Em função da intensidade da deformação, tanto a proporção fragmentos/matriz como o tamanho dos fragmentos varia.

No caso de falhas sísmicas (falhas ligadas à terremotos, acompanhadas de uma movimentação muito rápida), a energia liberada pelo atrito dos blocos pode ser suficiente para provocar uma fusão parcial limitada nas rochas encaixantes ao longo do plano de falha.

Brecha de Falha

Cataclasito:  frag de qz em matriz coesiva rica em epídoto

O material líquido assim formado, geralmente em volume pequeno, provoca um aumento de pressão que pode gerar um fraturamento hidráulico das encaixantes. Esse material é injetado nas fraturas assim formadas, onde ele resfria imediatamente, adquirindo uma textura vítrea. Por conta da sua semelhança com os taquilitos (vidros vulcânicos), esta rochas são chamadas pseudotaquilitos.

Pseudotaquilitos

As rochas cataclásticas, agrupadas na série cataclástica, podem ser classificadas de acordo com a sua coesão, o tamanho dos seus clastos e a percentagem clastos/matriz. Esta classificação dá uma ideia aproximada da intensidade da deformação.

Série Cataclástica

Formação das Rochas Cataclásticas

O esquema acima não é considerado correto, na atualidade. Milonitos não são exatamente rochas cataclásticas, ainda que tenham sido assim consideradas por Sibson. Os milonitos são subdivididos com base na proporção dos grãos originais, de tamanho grande, e da matriz recristalizada. Os milonitos são foliados e comumente apresentam lineações e abundantes  evidências de processos de deformação plástica, em vez de deslizamento friccional e moagem de grãos. Os milonitos formam-se a profundidades e temperaturas maiores que os cataclasitos e as demais rochas de falha, e acima de 300 ºC para rochas ricas em quartzo.

Brecha de falha é uma rocha inconsolidada com <30% de matriz. Se a razão matriz-fragmentos for maior, a rocha é denominada gouge de falha. Um gouge de falha é uma versão intensamente moída da rocha original, mas esse termo pode também ser usado para camadas de argila ou folhelho intensamente modificadas em núcleos de falhas em rochas sedimentares.

Essas rochas não são consolidadas na parte superior da crosta rúptil. Elas formam condutos para o fluxo de fluidos em rochas não porosas, mas contribuem para a redução da permeabilidade em rochas porosas.

Pseudotaquilito é uma rocha escura, densa, vítrea ou microcristalina. Ela se forma pela fusão local das paredes da rocha pelo atrito do deslizamento. O pseudotaquilito pode apresentar injeções de veios em suas laterais, bordas congeladas, fragmentos de rochas encaixantes e estruturas vítreas. Essa rocha ocorre tipicamente em zonas de espessura milimétrica a centimétrica que fazem contato brusco com a rocha encaixante. Os pseudotaquilitos formam-se tipicamente na parte superior da crosta, mas também podem formar-se em profundidades maiores, nas regiões anidras da crosta inferior.

As crush breccias são caracterizadas por fragmentos grandes. Elas têm menos de 10% de matriz e são rochas coesas e duras. Os fragmentos são unidos por um cimento (geralmente de quartzo ou calcita) e/ou por microfragmentos que foram moídos durante o falhamento.

Cataclasitos são diferentes das crush breccias pela sua menor razão fragmentos-matriz. A matriz é formada por microfragmentos moídos, que constituem uma rocha maciça com aspecto de sílex. É necessária uma certa temperatura para que a matriz assuma um aspecto de sílex e, portanto, considera-se que a maioria dos cataclasitos tenha se formado a 5 km de profundidade ou mais.

Terra foi atingida por impacto duplo de asteroides, diz pesquisa

19/03/201409h58

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• ESO via BBC
  
  Cerca de 15% dos asteroides próximos a Terra são binários

Nós todos já vimos filmes em que asteróides se movem rapidamente em direção à Terra, ameaçando sua civilização.

Mas o que é menos conhecido é que às vezes essas rochas espaciais ameaçadoras se movimentam em pares.

Pesquisadores delinearam algumas das melhores evidências até hoje de um impacto duplo, em que um asteroide e sua lua aparentemente atingiram a Terra um atrás do outro.

Usando minúsculos fósseis de plâncton, eles estabeleceram que crateras vizinhas na Suécia são da mesma idade - 458 milhões de anos de idade.

No entanto, outros cientistas alertaram que crateras aparentemente contemporâneas poderiam ter sido formada com semanas, meses ou mesmo anos de intervalo.

Detalhes do trabalho foram apresentados na 45ª Conferência de Ciência Lunar e Planetária em Woodlands, no Texas, e os resultados devem ser divulgados na publicação científica Meteoritics and Planetary Science Journal.

Lockne e Malingen

Segundo Jens Ormo, pesquisador do Centro de Astrobiologia de Madri, na Espanha, um punhado de possíveis impactos duplos na Terra já são conhecidos, mas há divergências sobre a precisão das datas atribuídas a estas crateras.

"Crateras de impacto duplo devem ser da mesma idade, caso contrário, poderiam ser apenas duas crateras localizadas uma ao lado da outra",

Ormo e seus colegas estudaram duas crateras chamadas Lockne e Malingen, que se encontram cerca de 16 quilômetros de distância uma da outra no norte da Suécia. Medindo cerca de 7,5 km de largura, Lockne é a maior das duas estruturas. Malingen, localizada mais ao sudoeste, é cerca de 10 vezes menor.

Acredita-se que os asteroides binários são formados quando um asteroide formado por um grande grupo de rochas começa a girar tão rápido sob a influência da luz solar que uma pedra solta é jogada para fora do seu eixo e forma uma pequena lua.

Observações feitas com telescópio sugerem que cerca de 15% dos asteroides próximos da Terra são binários, mas é provável que a porcentagem de crateras formadas por impacto na Terra seja menor.

Apenas uma fração dos binários que atingem a Terra terá a separação necessária entre o asteroide e sua lua para produzir crateras separadas (aqueles que estão muito próximos a suas luas formarão estruturas sobrepostas).

Os cálculos sugerem que cerca de 3% de crateras formadas por impacto na Terra devem ser duplas - um número que está de acordo com o número já identificado pelos pesquisadores.

As características geológicas pouco comuns tanto de Lockne como de Malingen são conhecidas desde a primeira metade do século 20. Mas foi apenas nos anos 1990 que Lockne foi reconhecida como uma cratera formada por um impacto.

Nos últimos anos, Ormo perfurou cerca de 145 metros na cratera Malingen, passando pelo sedimento que a preenche, por pedra britada, conhecida como brechas, e atingindo a pedra intacta no fundo.

Análises das brechas revelaram a presença de uma forma do mineral quartzo, que é criado sob pressões intensas e está associado com o impacto de asteróides.

Esta área era coberta por um mar raso no momento do impacto que formou Lockne, então sedimentos marinhos teriam preenchido imediatamente qualquer cratera formada por impacto no local.

A equipe de Ormo estabelecida para datar a estrutura Malingen usou minúsculos animais marinhos fossilizados chamados chitinozoas, que são encontrados em rochas sedimentares no local.

Eles usaram um método conhecido como biostratigrafia, que permite que geólogos atribuam idades relativas a rochas com base nos tipos de criaturas fósseis encontradas dentro delas.

Os resultados revelaram que a estrutura Malingen era da mesma idade que Lockne - cerca de 458 milhões anos de idade. Isto parece confirmar que a área foi atingida por um impacto duplo de asteroides durante o período Ordoviciano, da era Paleozoica.

Nasa

As crateras Clearwater no Canadá também devem ter sido formadas por um impacto duplo

Evidências convincentes

Gareth Collins, que estuda crateras formadas por impacto no Imperial College de Londres, e não estava envolvido na pesquisa, disse à BBC: "Com falta de testemunha dos impactos, é impossível provar que duas crateras próximas foram formadas simultaneamente."

"Mas a evidência neste caso é muito convincente. Sua proximidade no espaço e estimativas consistentes de idade tornam bastante provável um impacto binário."

As simulações sugerem que o asteróide que criou a cratera de Lockne tinha cerca de 600 m de diâmetro, enquanto o que esculpiu Malingen tinha cerca de 250m. Estas medições são um pouco maiores do que pode ser sugerido pelas suas crateras por causa dos mecanismos de impactos em ambientes marinhos.

Ormo acrescentou que a distância entre Malingen e Lockne está de acordo com a teoria de que elas teriam sido criadas por um binário. Como mencionado, se duas rochas espaciais estão muito próximas, suas crateras se sobrepõem. Mas para se qualificar como uma dupla, as crateras não podem estar muito longe, porque elas vão exceder a distância máxima em que um asteróide e sua lua podem ficar vinculados por forças gravitacionais.

"O asteroide formador de Lockne era grande o suficiente para gerar uma abertura na atmosfera acima do local de impacto", disse Ormo.

Isso pode fazer com que o material do asteroide se espalhe ao redor do globo, como aconteceu durante o enorme impacto que formou a cratera de Chicxulub, que muitos acreditam ter matado os dinossauros, há 66 milhões de anos.

O evento ordoviciano não foi potente o suficiente para que o material fosse espalhado, já que teria sido muito diluído na atmosfera. Mas o impacto pode ter tido efeitos locais, como por exemplo, ter vaporizado instantaneamente qualquer criatura do mar que estivesse nadando nas proximidades.

Outros crateras que podem ter sido formadas por um impacto duplo incluem Clearwater Ocidental e Oriental em Quebec, Canadá; Kamensk e Gusev no sul da Rússia, e Ries e Stenheim no sul da Alemanha.

Obtido em: http://noticias.uol.com.br/ciencia/ultimas-noticias/bbc/2014/03/19/terra-foi-atingida-por-impacto-duplo-de-asteroides-diz-pesquisa.htm.

FRATURAS E DEFORMAÇÃO RÚPTIL

Estruturas rúpteis como juntas e falhas são encontradas em quase toda a superfície da Terra sólida. A deformação rúptil é a marca registrada da deformação na crosta superior, ocorrendo em áreas onde os esforços se acumulam em níveis que excedem o limite local de resistência à ruptura da crosta. As estruturas rúpteis podem formar-se de modo suave, por desenterramento e resfriamento das rochas, ou de modo lento, durante os terremotos. Em ambos os casos, a deformação rúptil causada pelo fraturamento implica um rompimento instantâneo das estruturas cristalinas na escala atômica, e esse tipo de deformação tende a ser não apenas mais rápido, mas também mais localizado que a deformação plástica. As estruturas rúpteis podem ser estudadas com relativa facilidade em laboratório, e a união de dados experimentais com observações de campo e de lâminas petrográficas constitui a base do nosso conhecimento atual sobre a deformação rúptil.

1 Mecanismos de deformação rúptil

Assim que o esforço diferencial excede certo limite em rochas não fraturadas, a rocha pode acumular uma deformação permanente por fluxo plástico, como visto no Cap. 6. No regime friccionaI ou regime rúptil, entretanto, a rocha irá se deformar por fraturamento quando sua resistência à ruptura for excedida. Durante a deformação rúptil, os grãos são moídos e reorganizados, e a deformação torna-se mais localizada. 

O REGIME RÚPTIL É AQUELE EM QUE AS CONDIÇÕES FÍ­SICAS PROMOVEM MECANISMOS DE DEFORMAÇÃO RÚPTIL, TAIS COMO DESLIZAMENTO FRICCIONAL AO LONGO DE CONTATOS DE GRÃOS E ROTAÇÃO E FRATURA DE GRÃOS.

Em alguns casos, é importante caracterizar a quantidade de fraturas em uma rocha deformada e distinguir a deformação rúptil que envolve fraturas daquela que não as envolve. A deformação friccio­naI sem a geração de fraturas ocorre tipicamente em rochas porosas fracamente consolidadas e em sedimentos (solos). Nessas rochas e sedimentos, o deslizamento friccionaI ocorre ao longo dos limites existentes de grãos, e o espaço dos poros permite que os grãos se movam em relação aos grãos vizi­nhos, como mostrado na Fig. 7.1A. Dessa forma, os grãos acomodam o deslizamento friccionaI em suas bordas por translação e rotação, mecanismo deno­minado fluxo particulado ou fluxo granular. Como sempre ocorre no regime rúptil, o deslizamento nas bordas de grãos é influenciado pela fricção e, por­tanto, o mecanismo é denominado deslizamento friccionaI. Assim, uma certa resistência ao desliza­mento, controlada pela fricção, deve ser superada para que o deslizamento friccionaI ocorra. Isso não deve ser confundido com o deslizamento não fric­cionaI que ocorre nos limites de grãos em regime plástico (Cap. 10).

O ângulo de repouso em uma areia inconsoli­dada é controlado pela fricção entre os grãos indivi­duais de areia. Quanto maior a fricção, maior o ân­gulo de repouso. Nesse caso, a gravidade exerce um esforço vertical nas áreas de contato entre os grãos, e o esforço de cisalhamento irá depender da orien­tação das superfícies, como discutido no Cap. 4.

O deslizamento friccionaI de grãos pode ser am­plamente distribuído pelo volume da rocha, mas também pode localizar-se em zonas ou bandas de espessura milimétrica a decimétrica. O fluxo gra­nular resulta em uma zona de cisalhamento dúctil onde a laminação pode ser traçada continuamente de um lado a outro da zona. Esse é um tipo de zona de cisalhamento dúctil governado por mecanismos de deformação rúptil.

Em outros casos, há a formação de novas fratu­ras durante a deformação. Isso sempre acontece na deformação rúptil permanente de rochas não poro­sas, mas também pode afetar rochas porosas se o esforço nas áreas de contato entre os grãos for su­ficientemente alto. Nas rochas porosas, as fraturas intragranulares são frequentes (Fig. 7.2A). As fratu­ras intergranulares são fraturas que se estendem por diversos grãos (Fig. 7.2B) e que caracterizam rochas não porosas ou pouco porosas deformadas em regime rúptil. A fratura e o esmagamento de grãos, associados ao deslizamento friccionaI ao longo de contatos entre grãos e à rotação de grãos, são de­nominados catáclase. Intensa catáclase ocorre em zonas delgadas ao longo de superfícies ou de fa­lhas de deslizamento onde acontece uma extrema redução do tamanho dos grãos. Uma deformação cataclástica moderada pode ocorrer em zonas mais largas de cisalhamento rúptil ou cataclástico. Nesse caso, os fragmentos resultantes do esmagamento dos grãos fluem durante o cisalhamento, processo denominado fluxo cataclástico (Fig. 7.1B).

Um esmagamento proeminente, mas sem evi­dências de deslocamento por cisalhamento, tam­bém pode ocorrer, e é denominado pulverização. O processo de pulverização não é muito bem compre­endido, mas parece estar relacionado a taxas muito altas de deformação (> 100 s^-1) durante fortes ter­remotos, que produzem taxas de ruptura muito ele­vadas.

2 Tipos de fraturas

2.1 O que é uma fratura?

No senso estrito, uma fratura é qualquer descontinuidade plana ou subplana, delgada em uma direção em comparação às outras duas e formada por esforço externo (p. ex., tectônico) ou interno (térmico ou residual). As fraturas representam descontinuidades nas propriedades mecânicas e desloca­mentos físicos nos locais onde as rochas são rompidas, e a redução ou a perda de coesão caracterizam a maioria das fraturas. Elas são sempre descritas como superfícies, mas, dependendo da escala de observação, há sempre uma espessura a ser consi­derada. As fraturas podem ser divididas em fratu­ras de cisalhamento (superfícies de deslizamento) e fraturas abertas ou de extensão (juntas. fissuras e veios), como ilustrado nas Figs. 7.3 e 7.4. Podem ser definidas, ainda, fraturas de fechamento ou de contração.

AS FRATURAS SÃO ZONAS BASTANTE DELGADAS, EM GE­RAL CONSIDERADAS COMO SUPERFÍCIES, E ESTÃO RELACIO­NADAS A DESCONTINUIDADES NAS PROPRIEDADES MEC­NICAS (RESISTÊNCIA OU RIGIDEZ) E A DESLOCAMENTOS.

Uma fratura de cisalhamento ou superfície de deslizamento é uma fratura ao longo da qual há um movimento relativo, paralelo à fratura. O termo fra­tura de cisalhamento é, em geral, usado para fraturas com deslocamento pequeno (escala de mm a dm), ao passo que o termo falha é comumente aplicado a descontinuidades com rejeito maior. O termo super­fície de deslizamento é usado para fraturas com movi­mentos paralelos à fratura, independentemente da magnitude de deslocamento, e é compatível com o uso tradicional do termo falha. As fraturas são comumente referidas como cracks na literatura em língua inglesa a respeito da Mecânica das Rochas e ciência dos materiais.

As fraturas extensionais são aquelas que apre­sentam extensão perpendicular às paredes. As juntas apresentam pouco ou nenhum deslocamento visível a olho nu, mas um exame detalhado revela que a maioria das juntas possui pequenos deslo­camentos extensionais através de suas superfícies e, portanto, são classificadas como fraturas exten­sionais verdadeiras. As fraturas extensionais são preenchidas por gás, fluidos, magma ou minerais. Quando são preenchidas por ar ou outro fluido, usa­mos o termo fissura. As fraturas extensionais pre­enchidas por minerais são denominadas veios, ao passo que as preenchidas por magma são classifica­das como diques. Juntas, veios e fissuras são tipos de fraturas extensionais.

As feições planas contracionais apresentam des­locamentos por contração e são preenchidas com materiais residuais (não mobilizados) da rocha en­caixante. Os estilólitos são estruturas de compac­tação com superfícies muito irregulares em vez de planas. Alguns geólogos consideram os estilólitos como fraturas de contração ou de fechamento, porque constituem claramente um dos três membros extremos no contexto das fraturas cinemáticas, juntamente com as fraturas extensionais e de cisalhamento. Essas estruturas são conhecidas, na literatura de Engenharia em língua inglesa, como anticracks.

Os experimentos de Mecânica das Rochas, desenvolvidos sob esforços diferenciais e pressões confinantes variadas, são um modo adequado de estudar diversos aspectos da formação de fraturas (Fig. 7.5), e vamos nos referir à deformação experimental de rochas em várias passagens deste capítulo (ver Boxe 7.1). De modo similar, a modelagem numérica contribui significativamente para o conhecimento do crescimento das fraturas, particularmente no campo conhecido como mecânica linear de fraturas elásticas. No campo da mecânica de fraturas é comum a classificação das fraturas em três diferentes modos (Fig. 7.6). O modo I é o modo de abertura (extensional), onde o deslocamento é perpendicular às paredes da fratura. O modo II (modo de deslizamento) representa o deslizamento (cisalhamento) perpendicular à borda, e o modo III (modo de rasgamento ou tearing mode) refere-se ao deslizamento paralelo à borda da fratura. Os modos II e III ocorrem em diferentes partes de uma mesma fratura de cisalhamento e, portanto, pode haver problemas quando nos referimos às fraturas desses modos como fraturas individuais. As combinações de fraturas de cisalhamento (modo II ou III) e de tensão (modo I) são denominadas fraturas híbridas. Adicionalmente, o modo IV (modo de fechamento) pode ser usado nos casos de feições contracionais, como os estilólitos. O modo de deslocamento nas fraturas é um parâmetro importante em alguns ca­sos, como quando, por exemplo, o fluxo de fluidos pela rocha for um aspecto relevante.

2.2 Fraturas extensionais e tracionais

As fraturas extensionais desenvolvem-se ideal­mente de modo perpendicular a σ₃ e, portanto, con­têm os esforços principais máximo e intermediário (2θ = 0°). Em relação à deformação, elas se desenvolvem de modo perpendicular à direção de estiramento sob condições de tração (Fig. 7.5A), e de modo paralelo ao eixo de compressão durante os testes de compressão (Fig. 7.5B). Devido à pe­quena deformação associada à maioria das fraturas extensionais, os eixos de esforços e de deformação são relativamente coincidentes.

As juntas são o tipo mais comum de fratura de extensão na ou próximo à superfície da Terra, e ca­racterizam-se por pequenas magnitudes de defor­mação. As fissuras são fraturas extensionais mais abertas que as juntas, características de profundi­dades de até poucas centenas de metros na crosta sólida e que podem estender-se por vários quilôme­tros (Fig. 7.7).

As fraturas extensionais são típicas de deforma­ção sob baixa ou nenhuma pressão confinante, e formam-se sob pequeno esforço diferencial. Se as fraturas extensionais se formam em condições em que pelo menos um dos eixos de esforços é extensional, então essas estruturas são verdadeiras fraturas tensionais (tensile fractures). Tais condições são, em geral, encontradas próximo à superfície, onde valores negativos de σ₃ são mais comuns. Elas tam­bém podem ocorrer em regiões mais profundas, na litosfera, onde a alta pressão de fluidos pode redu­zir o esforço efetivo (seção 7.6). Muitas outras juntas estão relacionadas ao alívio de carga e ao resfria­mento de rochas.

2.3 Fraturas de cisalhamento

As fraturas de cisalhamento apresentam desliza­mento paralelo ao plano de fratura e desenvolvem­-se tipicamente em um ângulo de 20° a 30° em re­lação a σ₁, como demonstrado em experimentos sob pressão confinante (Fig. 7.5D,E). Esses experimentos mostram que as fraturas ten­dem a formar-se em pares conjugados, cuja bisse­triz é σ₁. As fraturas de cisalhamento desenvolvem­-se em condições de temperatura e pressão corres­pondentes à parte superior da crosta. Elas também podem se formar próximo à transição rúptil-dúctil, onde tendem a crescer formando faixas mais lar­gas ou zonas de fluxo cataclástico. Tais fraturas de cisalhamento resultam em padrões de deformação que, em geral, são típicos da deformação plástica (Fig. 7.5G,H).

ENQUANTO AS FRATURAS EXTENSIONAIS SE ABREM DE MODO PERPENDICULAR A σ₃, AS FRATURAS DE CISALHA­MENTO SÃO OBLÍQUAS A σ₃ EM UM ÂNGULO QUE DEPENDE PRINCIPALMENTE DAS PROPRIEDADES DA ROCHA E DO ESTADO DE ESFORÇOS.

Como mencionado no capítulo anterior e mos­trado na Fig. 7.8, as deformações rúptil e plástica apresentam diferentes curvas de esforço-deforma­ção: quanto mais dúctil for a deformação, maior será a quantidade de deformação plástica acumu­lada antes do início do fraturamento. Também é interessante notar a relação entre a pressão con­finante (profundidade) e o regime de deformação (contracional ou extensional) mostrada na Fig. 7.9. Os dados experimentais indicam que a transição rúptil-plástica ocorre em pressões mais elevadas em condições extensionais, em comparação com as condições contracionais. A temperatura (Fig. 7.9) e a taxa de deformação também são fatores importantes, como foi discutido nos capítulos anteriores.

7.3 Critérios de ruptura e fratura

Vimos, no Cap. 6, que a resposta de uma rocha aos esforços depende da magnitude dos esforços ou da quantidade de deformação acumulada, além de fa­tores como anisotropia, temperatura, taxa de de­formação, fluidos dos poros e pressão confinante. No regime rúptil, uma rocha acumula deformação elástica antes de se romper (fraturar) em um dado nível crítico de esforço. Na transição rúptil-dúctil, há a tendência de ocorrer uma fase intermitente de deformação plástica antes do fraturamento rúptil; a ruptura não se propaga necessariamente através de toda a rocha como uma fratura instantânea, mas, ao invés disso, forma-se uma zona de cisalhamento dominada por fluxo cataclástico. Essa situação con­trasta com o regime plástico (Fig. 7.5J-L), em que a deformação é mais amplamente distribuída e domi­nada pelos mecanismos de deformação plástica.

Enquanto, no Cap. 6, enfocamos principalmente a deformação elástico-plástica, abordaremos aqui a deformação rúptil. As questões centrais são quando e como uma rocha se fratura. Vamos, inicialmente, analisar a primeira questão. Para uma dada rocha sob temperatura constante e pressão confinante po­sitiva e constante, o fraturamento depende do es­forço diferencial (σ₁ - σ₃) e do esforço médio ((σ₁ + σ₃)/2). Se não há esforço diferencial, o estado de es­forços é litostático, e não há forças maiores agindo em nenhuma direção em particular. A única exce­ção é o potencial de colapso da porosidade em ro­chas muito porosas, mas para a formação de fraturas nítidas é necessária, em geral, a presença de esforços diferenciais.

O INÍCIO DO FRATURAMENTO REQUER A EXISTÊNCIA DE UM ESFORÇO DIFERENCIAL QUE EXCEDA A RESISTÊNCIA DA ROCHA.

A resistência da rocha depende da pressão con­finante, ou seja, da profundidade de soterramento. Na porção superior e rúptil da crosta, a resistên­cia é menor perto da superfície e aumenta con­forme a profundidade. Isso pode ser facilmente de­monstrado em experimentos como o mostrado na Fig. 7.8, em que tanto a pressão confinante como o esforço direcional axial são variados. Com base nessa figura, podemos constatar que:

O AUMENTO DA PRESSÃO CONFINANTE EXIGE UM AU­MENTO DO ESFORÇO DIFERENCIAL PARA QUE OCORRA O FRATURAMENTO DE UMA ROCHA.

Resumo

A deformação rúptil tende a ser extremamente localizada e resulta em estruturas que enfraqueceram a crosta de modo significativo. A separação de diferentes tipos de estruturas rúpteis é importante, pois elas refletem o estado de esforços e de deformação durante a sua formação. Além disso, os diferentes tipos de fraturas afetam as rochas de modos diferentes em relação às suas propriedades mecânicas, potencial de reativação e permeabilidade. Esse tipo de estudo tem aplicações nas áreas de Engenharia, Sismologia, Hidrogeologia e Geologia de Petróleo. A formação de fraturas e de bandas de deformação é essencial para a formação e o crescimento de falhas, tema do próximo capítulo. Há vários pontos importantes deste capítulo que devem ser lembrados:

•        As fraturas se formam principalmente no regime rúptil, dominado pela mecânica rúptil.

•        Os mecanismos de deformação rúptil são a catáclase (fratura de grãos), a rotação rígida de grãos e a translação por deslizamento friccionaI nas bordas de grãos (reorganização de grãos).

•        Fraturas extensionais, tais como juntas, podem expandir-se e tornar-se estruturas extensionais, ao passo que as fraturas de cisalhamento não podem se expandir, a menos que pequenas fraturas extensionais se formem à frente da extremidade da fratura de cisalhamento e enfraqueçam a rocha. Nesse caso, as fraturas de cisalha­mento podem expandir-se pela coalescência de micro fraturas de extensão.

•        Os esforços concentram-se nas extremidades de fraturas, tanto grandes como pequenas, favorecendo o seu crescimento.

•        A alta pressão de fluidos em fraturas e poros também pode facilitar o fraturamento e a propagação de fraturas. As fraturas extensionais formam-se na direção perpendicular a σ₃.

•        As fraturas de cisalhamento formam-se tipicamente em ângulos de 20° a 30° com σ₁.

•        Um critério de fraturamento relaciona os esforços normal e de cisalhamento necessários para fraturar uma rocha, ou seja, os esforços críticos normal e de cisalhamento. O critério de Coulomb é linear, com razão constante entre os esforços críticos normal e de cisalhamento, sendo, portanto, representado por uma linha reta no espaço de Mohr.

•        A resistência de rochas não deformadas, medida experimentalmente, não é representativa da crosta rúptil, pois esta contém inúmeras estruturas de fraqueza, como falhas e fraturas.

•        O potencial de reativação de uma fratura depende de sua resistência friccionaI (de atrito), da pressão de fluidos no interior da fratura e da orientação relativa dos esforços principais. Estes também determinam o modo de reativação (extensão ou cisalhamento).

•        Tanto as fraturas como as bandas de deformação são importantes para a permeabilidade das rochas deformadas, mas geralmente têm efeitos opostos: as fraturas aumentam a porosidade e as bandas de deformação reduzem-na.