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. 

FALHAS EM ROCHA

As falhas são a expressão fundamental da atividade tectônica no nível estrutural superior, onde as rochas apresentam comportamento frágil. Elas estão associadas tanto ao regime compressional como extensional ou transcorrente. Em certos casos, podem afetar até o domínio dúctil da crosta, respondendo por deformações rápidas das rochas. Neste domínio crustal profundo, elas podem também permitir acomodar problemas geométricos ligados ao dobramento (como o encurvamento relativo maior da parte interna de uma dobra em relação à parte externa).

Falhas são superfícies ou zonas estreitas onde as rochas estão quebradas ou deslocadas. Elas são caracterizadas por apresentarem movimento paralelo à superfície de fratura (ruptura). Esta superfície, plana ou curva, é chamada plano de falha ou superfície de falha.

Quando a superfície do plano de falha é perfeitamente polida, as vezes brilhosa, este plano recebe o nome de espelho de falha. As massas rochosas separadas pelo plano de falha são os blocos de falha ou compartimentos de falha. O bloco geometricamente acima do plano de falha é o bloco superior, também chamado de capa ou teto. O bloco geometricamente abaixo do plano de falha é o bloco inferior, também chamado lapa ou muro.

No caso de falhas com plano vertical, esta terminologia não se aplica. Neste caso, a identificação dos compartimentos é feita usando os pontos cardeais (ex.: bloco NE, bloco S etc.).

É muito comum a superfície do plano de falha apresentar um aspecto estriado, em função do atrito entre os blocos, da presença de elementos estirados ou do crescimento fibroso de determinados minerais (como, p.e., calcita ou quartzo). As estrias, geralmente lineares, indicam a direção relativa do movimento dos blocos. Quando há uma rotação do plano de falha, as estrias geralmente estão encurvadas.

O ângulo (medido com transferidor) entre a direção do plano de falha e a estria é o pitch da estria.

O rejeito da falha caracteriza o movimento relativo dos blocos e corresponde à distância que separa dois pontos, situados em blocos opostos, que se encontravam inicialmente juntos. Este rejeito, ou rejeito verdadeiro (net slip) nem sempre pode ser determinado no campo. As figuras a seguir mostram a decomposição do rejeito segundo os planos horizontal, plano vertical paralelo à direção da falha e plano vertical perpendicular à direção da falha.

As falhas são classificadas como inversa, normal ou transcorrente, conforme o sentido do deslocamento. A cada regime tectônico pode ser associado um tipo específico (mas não exclusivo) de falha. Veja a ilustração abaixo.

- ao regime compressional correspondem as falhas inversas, caracterizadas por um movimento relativo de subida do bloco superior. Estas falhas são, as vezes, chamadas de falhas de cavalgamento. Elas provocam um encurtamento crustal associado a um espessamento. Teoricamente, elas apresentam mergulho de baixo ângulo (<45⁰).

Falha inversa

 - as falhas normais associam-se ao regime extensional e são caracterizadas por um movimento de descida do bloco superior. Eram antigamente chamadas de falhas de gravidade. Elas provocam um estiramento crustal, associado a um afinamento. Teoricamente, elas apresentam mergulho de alto ângulo (>45⁰);

- ao regime transcorrente (ou de cisalhamento) correspondem as falhas transcorrentes, caracterizadas por um movimento relativo direcional (paralelo à direção do plano de falha) dos compartimentos. Elas provocam um estiramento e um encurtamento da crosta em duas direções perpendiculares, mas não levam ao espessamento ou ao afinamento da crosta.

As falhas transcorrentes podem ser divididas em dois conjuntos: as falhas transcorrentes dextrais desligamento para a direita)  e sinistrais (desligamento para a esquerda). A figura acima é uma imagem aérea da Falha de Santo André, na Califórnia, com desligamento direito.

A determinação do nome a ser utilizado para uma determinada falha implica no conhecimento da direção exata e do sentido do movimento relativo dos compartimentos.

O texto acima foi extraído de: 

FOSSEN, Haakon. Structural Geology. Chapter 2 e-module. http://www.rc.unesp.br/igce/petro/estrutural/Geol_Estrutural_Unesp_RC/Links_uteis_files/02%20Deformation.swf.

ARTHAUD, Michel Henri. Elementos de Geologia Estrutural. http://geologico.blogspot.com.br/2012/10/apostila-elementos-de-geologia.html.

Nomenclatura das Falhas

A determinação do nome a ser utilizado para uma determinada falha implica no conhecimento da direção exata e do sentido do movimento relativo dos compartimentos. Esta determinação é impossível em duas dimensões e a figura abaixo mostra que uma falha transcorrente pode, num plano vertical, parecer uma falha vertical.

Falha transcorrente nos planos horizontal e vertical

Neste caso, utiliza-se o termo separação antes do nome da falha (no exemplo ao lado, falha transcorrente sinistral com separação vertical), para caracterizar que se trata de uma classificação visual da falha, baseada num rejeito aparente.

Terminologia complementar

É possível observar no perfil vertical à esquerda, que as falhas normais podem provocar a omissão de camadas enquanto que as falhas inversas podem provocar a sua duplicação. As primeiras são ditas subtrativas, as últimas sendo aditivas.

Falhas aditiva (a) e subtrativa (b)

As falhas que provocam uma diminuição global do comprimento das camadas paralelamente à estratificação são falhas contracionais e as falhas que provocam um aumento global do comprimento das camadas paralelamente à estratificação são falhas extensionais.

Falha extensional (Fonte: FOSSEN. Geologia Estrutural)

Quando uma falha inclinada recorta camadas também inclinadas, a falha é dita conforme (a) quando o seu plano e a camada mergulham na mesma direção, e contrária (b) quando eles mergulham em sentido oposto.

Falhas conforme (a) e contrária (b)

Falhas que apresentam uma rotação interna (que caracteriza o movimento relativo dos blocos) e externa (que caracteriza a rotação das camadas) idênticas são falhas sintéticas (b). Quando rotações interna e externa são de sentidos contrários, as falhas são antitéticas (a).

Falhas antitética (a) e sintética (b)

Determinação do sentido do movimento das falhas

A determinação da direção do movimento relativo dos compartimentos de falha é geralmente possível com a utilização das estrias. O sentido do movimento ao longo desta direção pode ser identificado utilizando-se vários indicadores. 

Os principais critérios que podem ser utilizados com esta finalidade estão representados nas figuras a seguir.

Deslocamento relativo de um marcador: é a situação mais simples. A determinação da direção do movimento relativo dos compartimentos de falha é geralmente possível com a utilização das estrias. O sentido do movimento ao longo desta direção pode ser identificado utilizando-se vários indicadores. Os principais critérios que podem ser utilizados com esta finalidade estão representados nas figuras a seguir.

Deslocamento de um marcador

Dobras de arrasto (ou drag folds)

Uma falha nos Grands Causses, em Bédarieux, França. O bloco esquerdo se move para baixo, enquanto o bloco direito se move para cima. A deformação das camadas da rocha à direita é provavelmente devida ao dobramento de arrasto.

As dobras de arrasto são feições que acompanham frequentemente falhas que afetam materiais de plasticidade limitada (p. ex. ao se aproximar da transição rúptil/dúctil). A deformação inicia-se por um encurvamento das camadas e evolui posteriormente para uma ruptura. A forma da dobra de arrasto caracteriza o sentido do deslocamento.

Tectóglifos: Na ausência dos dois critérios anteriores, são utilizadas feições associadas ao plano de falha: os tectóglifos ou marcas tectônicas. A literatura geológica é rica em exemplos destas feições; entretanto, elas são de observação às vezes difícil e de interpretação frequentemente ambígua. A observação de critérios diversificados em vários planos cogenéticos é recomendada para se chegar a conclusões seguras.

Os tectóglifos podem ser agrupados em várias famílias:

- marcadores ligados a irregularidades do plano de falha: geralmente, a superfície de falha não é perfeitamente lisa. Em certos casos, ela pode se apresentar mais ou menos escalonada, com degraus milimétricos a decimétricos. Esses degraus, dependendo da sua orientação, tendem a ser eliminados pelo deslocamento da falha ou, pelo contrário, a ser preservados. Passando o dedo ao longo das estrias, a superfície parece lisa quando o movimento do dedo é idêntico ao da falha e áspera quando ele se desloca em sentido oposto ao dos blocos de falha.

Frequentemente, os movimentos ao longo de planos irregulares provocam o aparecimento de aberturas, ou de zonas de superposição. As primeiras podem permitir a recristalização de lentes de minerais, muitas vezes fibrosos (quartzo, calcita, etc.); já, as zonas de superposição se transformam em zonas esmagadas ou são marcadas pelo aparecimento de estilólitos.

Os degraus podem corresponder não a irregularidades iniciais do plano de falha, mas a material arrancado do plano no decorrer do movimento. Os relevos assim formados têm geralmente uma forma característica, semi-elíptica (meia lua).

Em outros casos, enfim, os degraus podem ser formados a partir da torção da foliação da rocha quando ela apresenta uma certa obliqüidade em relação ao plano de falha. Nestas três situações, também, o aspecto dos degraus é característico do sentido do movimento.

- marcadores ligados à elementos estriadores: objetos duros (minerais, fragmentos de rocha) podem provocar uma estriação do plano de falha. O objeto pode continuar preso no sulco que ele cavou ou pode ser progressivamente triturado e eliminado. Nos dois casos, a forma do sulco é característica do sentido do movimento.

- fraturas de segunda ordem: associados aos planos de cisalhamento principais, desenvolvem-se frequentemente planos de cisalhamento de segunda ordem (Riedel e Skempton) e fendas de tração. A disposição destas feições, quando comprovadamente cogenéticas da falha, permite a delimitação do sentido do seu movimento.

Muitas outras feições podem ser utilizadas como indicadoras para o sentido de cisalhamento, sempre com o devido cuidado.

Este texto foi extraído de: ARTHAUD, Michel. Elementos de Geologia Estrutural. Fortaleza, 1998.