DEFORMAÇÃO RÚPTIL EM ROCHA

A deformação rúptil ou fratura em rocha predomina nos níveis superficiais da crosta, mas também é característica de zonas do manto com alta resistência mecânica. Os mecanismos de deformação rúptil são geralmente restritos a uma faixa superior de 10-15 km da crosta da Terra.

O fluxo granular ou particulado envolve deformações intergranulares onde os grãos minerais giram e deslizam uns contra os outros sem serem esmagados. Este mecanismo de deformação é típico de areias não consolidas ou pouco consolidadas, depositadas em profundidades rasas.

Fluxo granular particulado

A cataclase envolve deformação intergranular onde a fricção entre os grãos minerais é grande o suficiente para inibir o deslizamento dos grãos até que eles começam a quebrar. Este mecanismo de deformação é típico de sedimentos consolidados e rochas cristalinas.

Fluxo cataclástico

O deslizamento ou escorregamento associado com a deformação rúptil é caracterizado pela fricção e assim é referido ao deslizamento friccional (friccional sliping).

As fraturas são superfícies de descontinuidade formadas em resposta aos stresses internos e externos que atuam sobre o objeto fraturado. Existem três classes principais de fraturas:

- Falhas – caracterizadas por um movimento relativo paralelo à superfície de fratura.

Falha

- Juntas – são fraturas sem deslocamento visível, paralelo ou perpendicular à superfície de fratura.

Junta

- Fissuras – caracterizadas pela abertura ou fechamento, isto é movimento normal à superfície de fratura.

Fissura

As fraturas de tensão (modo I) desenvolvem-se perpendicularmente ao menor eixo de tensão principal e alinhadas com o plano definido pelos eixos de stress máximo e intermediário. O surgimento de fraturas de tensão é favorecido pela baixa pressão de confinamento e pelo baixo diferencial de stress, e é geralmente restrito à faixa superior de algumas centenas de metros da crosta da Terra.

Fratura de tensão

Fraturas de cisalhamento (falhas) desenvolvem-se em um ângulo de 20-30º ao stress máximo principal (σ₁). Pares conjugados de fraturas de cisalhamento são comuns e caracterizam tipicamente o arranjo espacial primário. Em geral, as rochas são mais suscetíveis a fratura de cisalhamento sob baixa pressão de confinamento. Quanto maior a pressão de confinamento, maior será o diferencial de stress (σ_{1 –} σ₃ ) que a rocha pode sustentar antes que ocorra o cisalhamento.

Fratura de cisalhamento

As fraturas de cisalhamento (falhas) são geralmente divididas em fraturas de modo II e modo III.

As fraturas de modo II formam-se pela translação diretamente oposta às paredes laterais da superfície de fratura.

As fraturas de modo IIII envolvem translação e rotação das paredes laterais em uma forma semelhante a tesoura. O termo fratura híbrida ou modo híbrido de fratura tem sido designado para fraturas que combinam movimento de cisalhamento com tensão de abertura.

A teoria do falhamento de Anderson estabelece uma relação espacial dos principais  stresses das fraturas do modo I e do modo II. As fraturas de tensão (modo I) desenvolvem-se paralelas ao σ₁, enquanto as fraturas de cisalhamento (modo II) desenvolvem-se em um ângulo de 20-30º do σ₁.

Teoria do Falhamento de Anderson

O stress efetivo (σ’) exercido sobre um corpo de rocha é definido pela diferença entre o stress total (σ) e a pressão de fluido (p).

σ’ = σ – p

Esta relação aplica-se a cada um dos eixos principais de stress: σ’₁ = σ1 – p; σ’₂ = σ₂ – p e σ’₃ = σ₃ – p.

O stress total é o stress que atua dentro de uma massa de rocha devido à cobertura e/ou sobrecargas e iguala ao stress efetivo se a pressão dos poros é zero.

As medidas do campo de stress em rochas e sedimentos reais fornecem um registro do stress efetivo, ao invés do stress total, porque os fluidos tendem a preencher a maioria dos poros. Entretanto, as rochas cristalinas, como os gnaisses e os granitos, têm porosidade muito baixa e assim podem mostrar o stress efetivo muito próximo ao stress total. Nas rochas porosas, a pressão de fluidos nos poros reduz a carga nas superfícies dos grãos e consequentemente o stress efetivo. A pressão de fluidos nas áreas de falha de empurrão podem ser enormes, grandes o suficiente para suportar o peso de 10 km de rocha sobrejacente.

Feições estruturais em superfícies de junta

As superfícies de junta frequentemente mostram uma variedade de feições morfológicas, tais como hackles (gramadeiras), fringes (franjas) e ribs (costelas). As últimas estruturas formam conjuntos concêntricos de linhas.

Feições estruturais em superfícies de juntas

Ribs no arenito eólico Navaho, Utah.

Ribs e hackles numa superfície de junta que corta as grauvacas metamórficas do Grupo Telemark, Rjukan, Noruega.

As bandas de compactação são associadas com a compactação de grãos por meio da reorganização de grãos e, em muitos casos, cataclases. Elas tendem a mostrar um decréscimo de porosidade. A compactação resulta do deslizamento, rotação e esmagamento de grãos durante o cisalhamento. As bandas de compactação formam-se perpendiculares à direção de encurtamento, e portanto são úteis como marcadores de deformação (strain).

Bandas de compactação

As bandas de dilatação são caracterizadas por um incremento da porosidade e têm, de modo similar às bandas de compactação, pequeno impacto na permeabilidade. A dilatação pode derivar da reorganização dos grãos durante o cisalhamento ou da abertura do modo I. Dilatação sem a presença de cisalhamento resulta na formação de juntas, dado que os contatos dos grãos são coesivos o bastante para suportar o peso das paredes laterais. Areias não consolidadas e não coesivas não produzem juntas.

  

Banda de dilatação, onde a porosidade é maior que da rocha hospedeira.

  As bandas de desagregação sofrem cisalhamento principalmente pelo deslizamento e rotação dos grãos minerais. É envolvida pequena ou nenhuma cataclase. As bandas de desagregação podem ser (quase sempre) invisíveis em afloramentos e sua presença é manifestada pelo deslocamento de laminação sedimentar.

Banda de desagregação

Estruturas em banda de filossilicatos formam-se em areias contendo mais que 15% de filossilicatos. Durante o cisalhamento, os grãos lamelares de filossilicatos giram para se alinharem com a banda, gerando barreiras ao fluxo de fluidos. É comum a redução acentuada da permeabilidade.

Bandas de deformação cataclástica são formadas por estreitas (0,5 – 2 mm) zonas de minerais esmagados. A rocha da parede imediata pode mostrar localmente pequena reorganização de grãos, manifestada como compactação. Na zona central a porosidade e a permeabilidade são quase zero. As bandas de deformação cataclástica podem, portanto, influenciar o fluxo de água e de hidrocarbonetos através da rocha reservatório.

Banda de deformação cataclástica

Extraído de: Professor Haakon Fossen, University of Bergen. Geology: na introduction. Obtido em: http://www.rc.unesp.br/igce/petro/estrutural/Geol_Estrutural_Unesp_RC/Links_uteis_files/GeoIntroMod.swf. Acessado em: 07/03/2013.