PERFIL GEOLÓGICO OU SEÇÃO GEOLÓGICA

Em Geociências, contornos estruturais - como o nome sugere - são curvas que ligam pontos de igual altura acima de um nível dado, que estão contidos dentro de uma estrutura (camada, discordância, dobra, falha...).

Contornos estruturais e contornos topográficos (curvas de nível) são semelhantes, no sentido de que eles são curvas que unem pontos de igual altura acima de um nível de referência.

O diagrama de blocos abaixo ilustra os contornos estruturais de uma superfície perfeitamente plana (azul). Note-se que os contornos estruturais são: (i) as linhas retas, (ii) paralelas uma à outra e (iii) igualmente espaçados. Estas três características são as características fundamentais dos contornos estruturais de uma estrutura planar,

Figura 1 - Contornos estruturais de camada tabular.

Estruturas geológicas  nem sempre são planas. Uma família muito comum de estruturas são as dobras. O diagrama a seguir mostra uma camada dobrada e seus contornos estruturais.

Figura 2 - Contornos estruturais de camada dobrada.

Os contornos estruturais exibem características que são muito diferentes em comparação com o diagrama de uma camada planar. Nota-se que os contornos estruturais são paralelos entre si (embora esta seja uma exceção e não uma regra para as camadas dobradas!), que é típico de dobras cilíndricas sem caimento.

Outra característica dos contornos estruturais é que (i) o seu espaçamento varia e (ii) as suas altitudes variam progressivamente em ordem descendente a ascendente ou vice-versa. Esta mudança sistemática para cima e para baixo nas elevações dos contornos estruturais é a principal característica das camadas dobradas.

Depois de definir os contornos topográfico e estrutural, podemos agora cruzar estes dois contornos de modo a obter o mapa geológico.

Nos esquemas abaixo são mostrados a secção transversal (isto é, um corte vertical) ao longo da linha A - B e um gráfico que ilustra a inclinação da superfície de uma ilha.

Figura 3 - Mapa e perfil topográfico de uma ilha

A ilha é composta por duas formações (calcário e arenito), que estão mergulhando 40 graus em direção ao oeste (a direção de camada é NS). Usando a construção mostrada na Figura 4 (os contornos estruturais estão marcados com linhas vermelhas), podemos obter o mapa de contorno estrutural.

Figura 4 - Seção transversal da ilha, mostrando o contato entre o arenito e o calcário.

Projetando-se, no mapa topográfico, os contatos entre o arenito e o calcário, obtém-se o mapa geológico, como é visto na figura abaixo.

Figura 5 - Mapa geológico, obtido a partir do mapa de contorno estrutural.

Relação entre a atitude de camada e topografia: a Regra dos “V”.

A forma como uma camada aparece em um mapa geológico pode variar, dependendo do modelado da superfície e da forma e atitude da camada.

No caso de uma camada tabular e de uma superfície plana, a camada aparecerá de forma também tabular, com limites retos, variando, apenas, sua espessura de afloramento em função, unicamente, da intensidade do seu mergulho.

No caso de uma superfície irregular, podem-se ter as situações mais variadas possíveis.

Ao se imaginar o modelado de um curso d’água atravessando uma planície, formar-se-á um vale com um gradiente de inclinação para jusante do riacho. Variando-se a atitude de uma camada tabular desde a verticalidade até a horizontalidade, a representação cartográfica desta camada em relação às curvas de nível é denominada, comumente, de regra dos V e pode ter os seguintes aspectos:

a)    Para camadas verticais os seus contatos (topo e base) serão, independentemente do relevo, linhas retas que cortam as curvas de nível. A espessura de afloramento será igual à espessura verdadeira da camada (Figura 6).

Figura 6

b)    Se a camada é horizontal, seus contatos serão paralelos às curvas de nível. A espessura de afloramento vai depender da espessura da camada, do gradiente do curso d’água e das encostas do vale (Figura 7).

Figura 7

c)     Se a camada mergulha no sentido da montante do curso d’água, seus contatos descreverão uma linha curva cuja convexidade apontará para o sentido do mergulho da camada (Figura 8).

Figura 8

d)    Se a camada mergulha para jusante do riacho, podem-se ter duas situações:

– se a camada possui ângulo de mergulho mais forte que o gradiente fluvial, seus contatos descreverão uma linha curva cuja convexidade apontará no sentido do mergulho da camada (Figura 9).

Figura 9

– se a camada possui ângulo de mergulho mais suave que o gradiente do curso d’água, seus contatos descreverão uma linha curva cuja convexidade apontará em sentido contrário ao mergulho da camada (Figura 10).

Figura 10

Este material foi extraído de:

Fault Analysis Grooup – School of Geological Sciences at University College of Dublin (http://www.fault-analysis-group.ucd.ie/)

MARANHÃO, Carlos Marcelo Lôbo. Introdução à interpretação de mapas geológicos. Fortaleza : Universidade Federal do Ceará, 1995.

MATTA, Milton. Geologia Estrutural – Prática. Universidade Federal do Pará.

MAPAS E PERFIS TOPOGRÁFICOS

Mapas Topográficos são aqueles que mostram as características topográficas de uma determina área. Para tanto são utilizadas as curvas de nível, as quais conectam pontos de igual altura sobre a superfície da Terra acima de um determinado nível de referência, normalmente o "nível do mar". As curvas de nível são frequentemente subparalelas umas às outras e a projeção da sua distância horizontal (vertical) em um mapa é uma função do declive (gradiente) da superfície (Fig.1).

Como cota topográfica entende-se a distância na vertical do ponto considerado até uma base de referência (datum), normalmente considerada o nível do mar local.

Figura 1 - Exemplo de mapa topográfico

Para se obter o mapa de curvas de nível procede-se como mostrado na Figura 2. As curvas de nível representam projeções, no plano horizontal, das linhas de interseção da topografia com planos horizontais imaginários tomados em intervalos de cota específicos.

Esquema de mapa topográfico obtido de um bloco diagrama

 (Segundo Loczy & Ladeira, 1976)

Como o terreno é uma superfície irregular, as curvas de nível são linhas horizontais, porém sinuosas.

Para se representar a topografia de um terreno em um mapa, imagina-se o corte do terreno através de planos horizontais eqüidistantes, ou seja, planos horizontais a intervalos de altitude iguais e, assim, obtêm-se diversas curvas de nível (Fig. 3). Em seguida, devem-se projetar, ortogonalmente, todas as curvas de nível para um plano horizontal qualquer (o plano do mapa), tal como mostra a figura 4.

Figura 3: Bloco diagrama representando o relevo de uma área. As curvas de nível
são representadas pelas linhas escuras. (MARANHÃO, 1995)

Figura 4: Representação em planta do bloco diagrama da figura 3.
(MARANHÃO, 1995)

Perfis Topográficos

Perfil topográfico ou seção topográfica é a representação das características topográficas de um local no plano vertical. Os perfis topográficos correspondem ao corte do terreno por um plano vertical ao longo de uma linha determinada, isto é, segundo uma direção. Podem ser elaborados a partir de qualquer carta com curvas de nível e é construído ao longo de uma linha reta.

Na execução de um perfil são utilizados dois eixos: o das ordenadas, que representa as altitudes, e o das abcissas, que representa as distâncias.

A elaboração de um perfil topográfico compreende as seguintes fases:

•        Traça-se  uma reta na carta ao longo da direção em que se pretende o perfil, e que será a linha do perfil (a, na figura abaixo).

•        Determinam-se os valores das curvas de nível mais alta e mais baixa que cortam ou tocam a linha de perfil.

•        Coloca-se uma régua de papel em coincidência com a linha do perfil e marcam-se nela pequenos traços correspondentes a cada um dos pontos em que as respectivas curvas de nível intersetam a linha do perfil (b, na figura abaixo). Registra-se para cada uma dessas interseções o valor da cota da correspondente curva de nível.

Figura 5: Sequência de procedimentos para elaboração de perfil topográfico.

•        Numa folha de papel traça-se um feixe de linhas paralelas equidistantes (c, na figura acima), a cada uma das quais corresponde uma dada cota.

•        Faz-se coincidir a régua com a paralela correspondente à cota mais baixa e por cada um dos pequenos traços, elevam-se perpendiculares à paralela que compreende a mesma cota atribuída ao traço.

•        Depois de terem sido traçadas todas as perpendiculares, ligam-se todos os pontos onde estas encontram as respectivas paralelas com um traço leve numa curva natural.

•        Deve-se ter em conta que os montes e vales são geralmente arredondados. Os cursos de água, todavia, dão ao terreno normalmente uma forma em V.

•        O ponto mais alto das elevações e o mais baixo dos vales ou depressões têm que ser determinados por interpolação e em seguida marcados na perpendicular correspondente ao seu valor interpolado.

O perfil pode ser exagerado, isto é, sobrelevado. O intervalo entre as linhas horizontais equidistantes desenhadas determina o valor dessa sobrelevação. Uma carta na escala 1/25.000, com uma equidistância de 10 metros, exigiria um intervalo de 0,04 cm para não apresentar nenhum exagero. Qualquer distância maior que esta já provoca uma sobrelevação do perfil. 

A sobrelevação permite colocar em evidência a forma do terreno, exagerando-se para esse efeito a escala vertical relativamente à escala horizontal, tornando-a 5 a 10 vezes maior.

Figura 6: Perfil topográfico X-Y nas escalas verticais 1:4.000 e 1:8.000.

Em todos os desenhos de mapas e seções geológicas deve-se sempre observar a necessidade de serem incluídos os seguintes dados:

•        Título do desenho : Ex.: Mapa estrutural da região de Araçá

•        Escalas Horizontal e vertical: Ex.: 1:20 000

•        Orientação: N-S; NW – SE.

•        Legenda : deve esclarecer a que se referem as principais referências contidas no mapa.

Este material foi extraído de:

MARANHÃO, Carlos Marcelo Lôbo. Introdução à interpretação de mapas geológicos. Fortaleza : UFC, 1995, 132 p.

MATTA, Milton. Geologia Estrutural – Prática. Universidade Federal do Pará.

Uso da bússola

Para visualizar conteúdo sobre o uso da bússola na medição de parâmetros de rocha, clique em Bússola.

ZONA DE CISALHAMENTO DÚTIL

As falhas e as zonas de cisalhamento são estruturas próximas entre si. Tanto umas como outras são estruturas de deformação localizada, envolvem deslocamento paralelo às paredes e tendem a crescer em espessura e comprimento em função do acúmulo de deslocamento.

Para Fossen (2012), uma zona de cisalhamento é uma zona tabular onde a deformação é notavelmente maior que a deformação nas rochas ao seu redor. Essa definição não faz restrição aos mecanismos de deformação em microescala. Assim, uma zona de cisalhamento pode conter alguns elementos (grãos minerais, lentes, camadas) que se deformam de modo plástico e outros que se deformam de modo rúptil simultaneamente, ou todo o conjunto pode deformar-se de modo plástico ou rúptil. Os mecanismos de deformação dependem da temperatura, pressão reações metamórficas, cimentação, taxa de deformação e quantidade de fluidos disponíveis, além da distribuição dos minerais e de suas propriedades ao longo da zona.

No regime predominantemente rúptil da crosta superior, os mecanismos de deformação rúptil são dominantes e, portanto, a deformação é caracterizada por fluxo cataclástico, envolvendo microfraturamento, deslizamento friccional em limites de grãos e rotação rígida de fragmentos de grãos. Em areia e em arenito pouco cimentado em níveis crustais rasos, as zonas de cisalhamento podem desenvolver-se por fluxo granular, que envolve reorganização friccional de grãos sem que estes se fraturem. Enquanto essa deformação ocorrer em uma zona de espessura finita, é possível classificar tal zona como uma zona de cisalhamento, ou como banda de deformação por cisalhamento, se ocorrer em amostra de mão. As zonas de cisalhamento formadas predominantemente por mecanismos de deformação rúptil são denominadas zonas de cisalhamento rúptil ou zonas de cisalhamento friccional. Falhas mais bem desenvolvidas, com núcleos e zonas de dano, podem ser consideradas como membros extremos do espectro de variação das zonas de cisalhamento. Entretanto, a maioria dos geólogos prefere o termo falha ou núcleo de falha para se referir a descontinuidades rúpteis que cortam de modo abrupto os maciços rochosos.

Em níveis crustais mais profundos, no regime plástico, os mecanismos de deformação plástica passam a ter maior efeito. Se houver predomínio de mecanismos de deformação plástica, formam-se zonas de cisalhamento dúctil ou zonas de cisalhamento plástico. Na zona de transição rúptil-dúctil, que pode abranger um amplo intervalo de profundidade, formam-se as zonas de cisalhamento rúptil-dúctil. A maioria das zonas de cisalhamento dúctil contém elementos rúpteis, como porfiroclastos fraturados de feldspato ou granada, a menos que a temperatura seja muito alta.

A figura acima é um modelo simplificado, segundo Fossen (2012), da conexão entre as falhas, que normalmente se formam na crosta superior, e as zonas de cisalhamento dúctil. A transição é gradual e denominada transição rúptil-plástica. Sua profundidade depende do gradiente térmico e da composição mineralógica da crosta. Em rochas graníticas, essa profundidade normalmente é de 10 a 15 km.

Fossen (2012) questiona o uso do termo zona de cisalhamento dúctil, considerando-o ambíguo, porque ductilidade e plasticidade não são sinônimos. Uma zona de cisalhamento dúctil poderia ser formada por mecanismos de deformação rúptil em microescala; sendo assim, este autor prefere o termo zona de cisalhamento plástico, para as deformações em regime plástico.

Arthaud (1998) usa o termo zonas de cisalhamento dúctil (ZCD), considerando-as como equivalentes profundos das falhas, das quais, em muitos casos, elas constituiriam o prolongamento natural. A principal diferença é que, nas zonas de cisalhamento dúctil, o deslocamento relativo dos blocos não acontece ao longo de um plano de ruptura, mas de uma faixa, mais ou menos estreita, deformada plasticamente.

Para Arthaud (1998), uma ZCD é uma faixa estreita de rochas, deformada de maneira plástica, onde o mecanismo principal da deformação é o cisalhamento simples (rotacional, não coaxial e com esforços paralelos à área do corpo), em regime de deformação plana (estiramento em uma das direções, encurtamento em outra direção, terceira direção sem deformação), separando dois compartimentos menos deformados e que apresentam um deslocamento relativo.

A figura abaixo mostra uma zona de cisalhamento ideal deformando uma malha com dois planos marcadores e marcadores circulas. Note que os quadrados da malha e os marcadores planos mudam de atitude e de espessura ao longa da zona. A deformação é máxima na parte central da zona de cisalhamento (FOSSEN, 2012).

As ZCD podem ser observadas em qualquer escala, do milímetro à escala continental, com rejeitos extremamente variáveis, podendo atingir centenas de quilômetros. Existem zonas de cisalhamento em regime extensional, compressional e transcorrente.

As terminologias adotadas são as mesmas das falhas (por exemplo: zona de cisalhamento dúctil transcorrente dextral normal, zona de cisalhamento dúctil com separação normal etc.).  A nomenclatura dos rejeitos é também idêntica à das falhas.

As ZCD variam de milímetros a centenas de quilômetros

Embora a deformação na zona de cisalhamento possa ser homogênea, não é geralmente o caso e é possível observar uma gradação da deformação do domínio menos deformado até o domínio mais deformado.

Variação da deformação nas ZCD

A distribuição da deformação é geralmente heterogênea: alternam-se faixas com intensidades de deformação extremamente variáveis, às vezes de maneira brusca.

Resumo das principais características das ZCD

•        São zonas tabulares de deformação da crosta.

•        Ocorrem em todas as escalas, desde a milimétrica até aquela cortando toda a crosta e envolvendo centenas de quilômetros de desligamento.

•        Como as falhas, tendem a envolver grande quantidade de movimentos paralelos ao plano de cisalhamento (cisalhamento simples), mas também podem ser influenciadas por outros tipos de deformação.

•        As ZCD de acentuada deformação plástica desenvolvem feição milonítica.

•        Também como as falhas, podem ser reversas, normais, transcorrentes ou mostrarem desligamentos oblíquos.

•        Tendem a exibir mergulhos menores que as falhas (exceto as transcorrentes).

Feições características das ZCD

A foliação é a feição fundamental das zonas de cisalhamento dúctil, conseqüência principalmente da plasticidade cristalina e da rotação de minerais. A foliação na ZCD não difere, basicamente, da xistosidade desenvolvida na maior parte das rochas metamórficas deformadas.

A intensidade da deformação, às vezes muito elevada nestas zonas, pode provocar uma recristalização dinâmica importante, levando a uma drástica redução do tamanho dos grãos. Esta xistosidade é, às vezes, chamada de foliação milonítica.

Quanto mais intensa a deformação, mais o plano de foliação (S) se aproxima do plano de cisalhamento C (quando a deformação é pouco intensa, a foliação, pouco visível, forma um ângulo de cerca de 35/40º com C).

As lineações de estiramento são uma das feições mais características das zonas de cisalhamento dúctil. A deformação é geralmente plana, gerando planos lineares (tectonitos L/S). O estiramento pode ser extremamente importante, registrado na forma de lineações minerais e de alongamento.

O plano C, ou plano de cisalhamento, geralmente não é materializado, a não ser nos domínios de maior intensidade da deformação onde a foliação passa a ser paralela à ZCD, conforme se observa na figura abaixo.

Em certos casos, como na foto abaixo, quando a deformação é intensa e nos domínios onde o ângulo entre S e C está em torno de 10 a 15º, podem aparecer pequenos planos de cisalhamento paralelos ao plano C.

Nas ZCD, as dobras são frequentes, mas não necessárias e nem rítmicas. De maneira geral, apresentam tendência em ter seus eixos paralelos ao eixo X do elipsóide de deformação, fato evidenciado pelo paralelismo frequente dos eixos de dobras e da lineação de estiramento.

Em outros casos, apresentam eixos curvos ou mesmo uma forma cônica (dobras em bainha).

A progressão da deformação faz com que as dobras, que representam uma heterogeneidade dificultando a deformação global da ZCD, tendem a serem recortadas pela própria evolução da xistosidade, conforme se pode observar nas imagens seguintes, sobrando apenas charneiras intrafoliais ou sendo totalmente eliminadas.

Nas ZCD que apresentam deformação extremamente elevada, as dobras são raras ou mesmo ausentes.

Esquema das principais feições nas ZCD

Rochas Metamórficas nas ZCD

Nas zonas de falha, o trituramento de fragmentos da rocha encaixante pode levar, por processos rúpteis, a uma forte redução generalizada de granulação e a formação de rochas características, as rochas cataclásticas.

No caso da zona de cisalhamento, a redução da granulação é decorrente principalmente de processos dúcteis, em particular a recristalização dinâmica (concomitante com o processo de deformação), e se processa não às custas de fragmentos de rochas, mas sim de minerais. Esses processos levam à formação de rochas mais ou menos finas onde alguns restos arredondados de minerais (às vezes chamados de clastos, apesar do processo deformacional diferente) flutuam numa matriz fina foliada.

Metamorfismo dinâmico (cataclástico) - este tipo de metamorfismo é caracterizado por pressão elevada e temperaturas que podem variar de baixas a altas. Está associado a zonas de falhas ou cisalhamentos, onde blocos crustais são pressionados uns contra os outros. A área de abrangência deste tipo de metamorfismo é função direta da intensidade do falhamento, podendo afetar rochas de composição e origem distintas. Tipos de rochas formadas nas ZCD: milonitos. 

Milonito é uma rocha metamórfica bandeada ou laminada na qual a textura original da rocha-mãe é destruída por intenso cisalhamento dentro de uma zona falha. O termo milonito, de acordo com Fossen (2012), é aplicado atualmente a rochas fortemente deformadas, que passaram por redução de sua granulação em decorrência de deformação plástica, ao passo que o termo cataclasito é usado quando o fluxo cataclástico é dominante. A catáclase pode ocorrer durante a milonitização, se o feldspato for fragmentado em uma matriz onde o quartzo foi plasticamente deformado, por exemplo.

Foliação milonítica definida pela forte recristalização de quartzo e feldspato de granitos deformados (a) da Faixa Sergipana e (b) do oeste Australiano.

Os milonitos são separados em três subgrupos, dependendo de quanto da matriz original permanecer intacta (não recristalizada):

- protomilonito: <50% matriz (cristais neoformados);

- milonito: 50% a 90% matriz;

- ultramilonito: >90% matriz (cristais neoformados).

Rochas nas ZCD, em profundidade

Este texto foi extraído de:

ARTHAUD, M. Elementos de geologia estrutural. Fortaleza, 1998.

CARNEIRO, Celso dal Ré et al. Tipos de folilação. DGAE/IG/UNICAMP. Obtido em: http://www.ige.unicamp.br/site/aulas/87/FOLIACOES.pdf.

FOSSEN, H. Geologia Estrutural; trad. Fábio R. D. de Andrade. São Paulo : Oficina de Textos, 2012.

Geologia Estrutural. Deformação: conceitos básicos. Obtido em: http://www3.ufpa.br/larhima/Material_Didatico/Graduacao/Geologia_Estrutural/Capitulo_2_2007.pdf.

UNESP. Rochas metamórficas. Acesso: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/metamorficas/metamorficas1.html.

TEIXEIRA, W.; TOLEDO, M. C. M. de; FAIRCHILD, T. R.; TAIOLI, F. (Orgs.) Decifrando a Terra. São Paulo: Oficina de Textos, 2000.