CONCEITO DE DEFORMAÇÃO (STRAIN)

Sob o ponto de vista físico, o conceito de deformação implica numa mudança da forma externa dos objetos deformados. Essa mudança de forma, deformação interna ou distorção, pode ou não ser acompanhada de uma mudança de volume.

Formalmente, a deformação pode ser definida como a diferença de posição de pontos antes e depois de um evento deformante, como na figura abaixo.

Por medida de simplificação, e porque este pressuposto é geralmente correto, considera-se que as deformações das rochas se processam sem mudança de volume ou que esta mudança pode ser negligenciada.

Por outro lado, existem duas transformações que não são acompanhadas de mudança da forma do corpo rochoso: a translação rígida e a rotação rígida, que também são consideradas como deformações pelos estruturalistas.

O elipsoide da deformação representa, nas três direções do espaço, o estiramento máximo X, o encurtamento máximo Z e a direção intermediária Y. Esse elipsoide pode ser considerado como o resultado da transformação, pela deformação de uma esfera de referência.

O eixo Y corresponde, a um encurtamento (menor ou igual ao encurtamento na direção de Z), a um estiramento (menor ou igual ao estiramento na direção de X) ou ser neutro. No primeiro caso, a deformação é dita em constrição, no segundo, em achatamento e no terceiro a deformação é plana.

O elipsóide de tensão é inversamente proporcional ao elipsóide de deformação. Numa comparação aproximada:

σ_{1 <==>} Z  / σ_{2 <==>} Y  / σ₃ <==> X

Os eixos dos elipsóides variam de acordo com o stress aplicado na superfície rochosa. Desta forma os eixos podem sofrer

(a) estiramento/ encurtamento/ encurtamento

(b) estiramento/ encurtamento/ estiramento

(c) encurtamento/ estiramento/ estiramento

Domínios do Elipsóide de Deformação

O elipsoide da deformação apresenta três domínios distintos:

•        o domínio do estiramento, onde qualquer reta da referência foi estirada,

•        o domínio do encurtamento, onde qualquer reta foi encurtada, e o

•        domínio não deformado.

Da forma do elipsóide depende o aspecto da rocha:

•        rochas deformadas em achatamento: os objetos (minerais ou agregados) apresentam um aspecto planar (lentes achatadas);

•        rochas deformadas em constrição: os objetos apresentam um aspecto linear (objetos estirados);

•        deformação plana: os objetos apresentam um aspecto plano-linear.

Como é de tradição, em geologia estrutural, representar por S os objetos planares (S₀ para estratificação, S₁.... S_n para os elementos planares de origem tectônica) e por L os objetos linerares de origem tectônica, as rochas deformadas (tectonitos) de aspecto planar acentuado são chamadas tectonitos S, as de aspecto linear de tectonitos L e as rochas plano-lineares são os tectonitos L/S.

Conceito de Esforço (Stress)

Regiões estáveis da crosta terrestre

As regiões estáveis são aquelas onde um elemento rochoso localizado a uma certa profundidade é submetido apenas à pressão exercida pelo material sobrejacente (pressão litostática). Neste caso, o esforço é isotrópico, do tipo hidrostático: num determinado ponto da crosta, a sua intensidade é a mesma em qualquer direção.

O esforço isotrópico pode ser representado por uma esfera centrada no ponto considerado. Frequentemente, a pressão litostática (ou de confinamento) é representada por σ1 (sigma um).

Deve-se notar que regiões atualmente estáveis podem ter sido ativas no passado e vice versa.

Regiões tectonicamente ativas da crosta terrestre

Nas regiões tectonicamente ativas, o esforço imposto sobre um elemento rochoso varia em função da direção em torno do ponto considerado. Além da pressão litostática, a rocha é submetida a esforços de origem tectônica.

São esforços anisotrópicos, triaxiais, e podem ser representados por elipsóide do esforço ou tensão.

Conceitos básicos de stress

O estado de tensão propicia deformação ou movimentação (cinemática) e resulta na forma final (geometria) da rocha. Os objetos podem ter contato físico ou interagir à distância em um campo de força.

A força (F) é um vetor quantidade, o qual tem magnitude (comprimento) e direção. A magnitude é medida usando-se a unidade métrica padrão Newton (N), onde 1N = 1kgm/s².  A força pode mudar a velocidade ou a forma dos objetos.

A força ou tração é o agente responsável pelos movimentos das rochas submetendo-as a solicitações diversas. Caso a solicitação seja tangencial ocorre o cisalhamento, que pode ser subdividido em componente normal (σ_n) e componente de cisalhamento (σ_s).

A intensidade da força (ou tração) depende da área da superfície por onde é distribuída.

Stress é um vetor quantitativo chamado tração, definido como uma força (F) por unidade de área (A). Stress significa “tensão“ ou “esforço”. A tensão é a força/área (N/m²) necessária para produzir deformação (strain).

Um corpo rochoso está submetido a dois esforços, o litostático (similar à força da gravidade) e o tectônico. Ambos podem ser representados por elipsóides de tensão.

Stress e pressão são quantidades físicas iguais, mas têm diferentes contextos de uso.

•        Quando usar stress (σ): esforço direcional, materiais resistentes ao cisalhamento e todas as rochas e sedimentos.

•        Quando usar pressão (P): campo de esforços hidrostáticos, materiais com resistência ao cisalhamento negligenciável e qualquer fluido ou gás.

Stress de um ponto

As rochas e minerais em subsuperfície experimentam esforços em todas as direções.

 Esses esforços dão surgimento a um campo de stress ou estado de stress que atua em um dado ponto dentro da rocha.

O stress de um dado ponto não pode ser descrito a partir de um único vetor de tração, como ocorre no stress de superfície, mas é definido por um número infinito de vetores de tração de todas as orientações possíveis.

Em geral no interior de um grande corpo geológico, a orientação do stress varia de lugar para lugar, dependendo de vários fatores (espessura da crosta, reologia do material, natureza de estruturas pretéritas, existência de descontinuidades). Essa variação é conhecida como campo de tensão, que pode ser representado e analisado pelo digrama da trajetória de stress.

Nestes diagramas as linhas mostram a contínua variação na orientação do stress principal, considerando que σ₁ (S_max) sempre é perpendicular a σ₃ (S_min).

Os eixos do elipsoide (esforços principais) são, de maneira geral, definidos como

•        σ1 – eixo maior, ou esforço principal máximo, que corresponde sempre a uma compressão;

•        σ2 – eixo intermediário, ou esforço principal intermediário, que, dependendo do caso, pode corresponder a uma compressão ou tração.

COMPORTAMENTO DAS ROCHAS E MECANISMOS DE DEFORMAÇÃO

Conceitos

O termo Geologia Estrutural foi cunhado por CHARLES LYELL (1873, no livro "Princípios de Geologia“), para se referir ao estudo das estruturas maiores. Com a evolução da ciência geológica os estudos se estenderam às estruturas menores, visíveis em afloramentos ou amostras de rochas e até em lâminas delgadas (microtectônica).

Na crosta há um dinamismo motivado por esforços resultantes de forças endógenas (movimentos tectônicos) que geram deslocamentos de maciços. Os movimentos tectônicos produzem nas rochas as modificações de posição, atitude, forma e volume. Isto é traduzido em deformações, cujos resultados são as estruturas.

A Geotectônica estuda os movimentos da crosta terrestre, suas causas e mecanismos, bem como as leis que os regem.

A geologia estrutural estuda as deformações da crosta terrestre, (porção envoltória do manto, acima da Descontinuidade de Mohovicic - MOHO). Ocupa-se com as estruturas, sua morfologia e mecanismo de sua formação. São também objeto de seus estudos os mecanismos e os processos de deformação e os produtos gerados.

Os estudos estruturais focam os corpos rochosos de forma global: suas estruturas (geometria e/ou morfologia), sua movimentação (cinemática) e a origem desta movimentação (dinâmica).

O reconhecimento de uma estrutura é feita por meio de referências geométricas primárias. A forma inicial, anterior à deformação, deve ser reconhecível ou passível de interpretação. São exemplos de referências a estratificação das rochas sedimentares, as estruturas sedimentares e/ou ígneas primárias e os fósseis.

Dados a respeito da idade do corpo rochoso são importantes para estabelecer a sequência ou a idade relativa das deformações impostas. A idade relativa pode ser reconhecida pela estratigrafia e/ou pelo conteúdo paleontológico; a idade absoluta pode ser conhecida pela geocronologia.

Deformação das Rochas

As placas litosféricas que constituem a crosta estão em constante movimento. Ao longo dos limites de placas, onde elas colidem ou se afastam umas das outras, atuam enormes forças responsáveis pela deformação das rochas, incluindo fraturamento, formação de falhas e dobramento.

A parte mais externa da Terra é composta por muitas placas rígidas – as placas litosféricas – que estão continuamente movendo-se umas em relação às outras. Ao longo dos limites de placas, as rochas são expostas a enormes forças deformacionais. As rochas deformam-se, o que leva à formação de estruturas de deformação.

Estruturas Primárias

Quando os sedimentos se depositam no fundo oceânico, formam normalmente camadas horizontais. Ao se consolidarem, durante a diagênese, transformam-se em rochas sedimentares estratificadas.

A fotografia à direita, mostra uma rocha sedimentar estratificada. A estratificação é uma estrutura primária, formada quando a rocha foi gerada.

As rochas magmáticas podem igualmente apresentar estratificação primária – a estratificação formada durante a cristalização das rochas.

As montanhas na fotografia acima são constituídas por grande número de derrames de lava basáltica depositados sob a forma de camadas horizontais. Os derrames individuais têm apenas alguns metros de espessura, mas cobrem grandes áreas.

A rocha, na fotografia acima, apresenta estratificação sedimentar; porém, a estratificação está inclinada. Os sedimentos não se depositam assim; provavelmente, a inclinação da estratificação ocorreu muito tempo após a deposição e consolidação dos sedimentos. A inclinação nos diz que a crosta foi rotacionada subsequentemente à consolidação dos sedimentos, i.e. a crosta deformou-se.

As rochas nas fotografias acima consistem em camadas alternadas escuras (ricas em piroxênios) e claras (ricas em plagioclásios). A rocha da fotografia da esquerda está coberta por liquens. A estratificação é claramente visível, porque algumas camadas intemperizam mais rápido do que outras. Este tipo de estratificação primária é designada por estratificação modal.

Às vezes será difícil definir se uma estrutura é primária ou secundária. Abaixo vemos uma estrutura primária designada de estratificação cruzada. Contudo, a estrutura pode ser incorretamente interpretada como sendo uma falha reversa, sobre a qual você irá aprender mais tarde.

Deformação: o que é?

O termo deformação é utilizado para descrever o processo de mudança de forma dos corpos.

Vejamos, com exemplos simples, como os corpos se comportam em relação à deformação. Na figura abaixo, elástico, clicletes e papel são submetidos a uma força de tração.

Enquanto o elástico e o clicletes se esticam, o papel rasga-se.

Quando os materiais deixam de ser esticados, o elástico volta à sua forma original, pois ele se deformou apenas temporariamente. O elástico sofreu uma deformação elástica.

Porém, o chicletes e o pedaço de papel estão permanentemente deformados. Enquanto o chicletes sofreu uma deformação dúctil (ou plástica), o papel sofreu uma deformação frágil (ou rúptil).

As Forças Deformantes

Comportamento frágil da crosta

Nas partes superiores da crosta, onde a temperatura é baixa, formam-se falhas quando são aplicadas sobre ela forças deformacionais. As falhas reversas (1) formam-se durante a compressão; as falhas normais (2) formam-se em regime de extensão (ou tração), enquanto as falhas direcionais (3) se formam durante o cisalhamento.

Comportamento dúctil da crosta

Nos níveis mais baixos da crosta, onde a temperatura é mais elevada, a crosta é submetida a deformação dúctil. As forças compressivas levam à formação de dobras, enquanto que as forças distensivas levam ao afinamento e estiramento das rochas. As forças de cisalhamento levam à formação de zonas de cisalhamento.

Falhas e zonas de cisalhamento dúctil

Quando duas partes da crosta se movem em sentidos opostos,  em profundidade superficial, onde a temperatura é baixa, ocorre deformação frágil (falha).  A trama (fabric) da rocha é cortada pela falha, como mostra o pequeno diagrama à direita, na figura abaixo.

Em níveis mais profundos da crosta, a temperatura é elevada e a deformação é dúctil. Existe uma transição gradual da falha frágil na parte superior da crosta para a zona de cisalhamento em profundidade. Na zona de cisalhamento, as estruturas presentes na rocha são estiradas e rotacionadas.

O quadro abaixo apresenta o comportamento das rochas em relação à temperatura e pressão, os mecanismos de deformação e os produtos resultantes da deformação.

NOTA: Este material foi extraído de

1. KARE KULLERUD, Universidade de Tromso, Noruega. Trad. por Carlos Eduardo G. Araújo, Serviço Geológico do Brasil. Obtido em:

http://ansatte.uit.no/kare.kullerud/webgeology/webgeology_files/brazil/structure_geol_bra.swf.
2. M. MATTA e F. MATOS. Geologia Estrutural. DGL-CG, UFPa.

INTRODUÇÃO AO MAPA GEOLÓGICO-TOPOGRÁFICO

Curvas de nível 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.

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 1, representando uma ilha, à esquerda, a seção topográfica A-B e os graus de declividade.

Direção e Mergulho

Usam-se direção e mergulho para descrever a orientação de um plano. A direção é a intersecção desse plano com um plano horizontal imaginário. Lembre-se - a interseção de dois planos é uma linha.

O ângulo entre o plano horizontal e de acamamento (medido em uma secção perpendicular à direção) é o mergulho.

O diagrama da esquerda, a seguir, ilustra o plano do acamamento e seu mergulho (verdadeiro), α, que é de 40 graus no sentido S, e sua direção, que é de 90 graus, ou seja, EW.

O ângulo β é a diferença entre a direção da camada e a direção da seção vertical. No lado direito do diagrama, β é inferior a 90 graus e o ângulo de inclinação, quando medido na secção oblíqua, é agora menor que o verdadeiro mergulho. Este ângulo α‘ é o mergulho aparente.

Figura 2 - Mergulho verdadeiro e mergulho aparente

Introdução aos Contornos Estruturais

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 3 - Contorno estrutural de uma superfície plana (tabular)

Estruturas geológicas  nem sempre são planas. Uma família muito comum de estruturas são as dobras.

Os contornos estruturais exibem características que são muito diferentes em comparação com o diagrama de uma camada planar. Você vai notar 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!

O diagrama a seguir mostra uma camada dobrada e seus contornos estruturais.

Figura 4 - Contorno estrutural de uma superfície dobrada

Introdução ao Mapa Geológico

Depois de definir os contornos topográfico e estrutural, podemos agora cruzar estes dois contornos de modo a obter o mapa geológico. Voltemos à nossa ilha (Figura 1) para definirmos a geologia na seção transversal (veja o diagrama na figura seguinte).

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 logo abaixo (os contornos estruturais estão marcados com linhas vermelhas), podemos obter o mapa geológico.

Mergulho de camada e representação em mapa

Quanto menor o mergulho da camada, maior sua espessura em mapa. Veja a ilustração abaixo.

Mergulho Verdadeiro versus Mergulho Aparente 

Observe na ilustração abaixo que o mergulho da camada muda conforme a seção geológica. Quando a seção é perpendicular à direção da camada, o mergulho é verdadeiro (maior valor); quando a seção é oblíqua à direção da camada, o mergulho é aparente e diminui quanto mais a seção se aproxima da direção da camada, de maneira que se iguala a 0º (zero grau) quando se estabelece o paralelismo entre a seção geológica e a direção da camada.

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 

.

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.

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.

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;

– 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.

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 :  Editora da Universidade Federal do Ceará, 1995.

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