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UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO INSTITUTO DE AGRONOMIA DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA Análise deformacional Rúptil na região do Pontal do Atalaia , Arraial do Cabo, RJ. ARTHUR BURINI Mês e ano Dezembro 2015
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UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO
INSTITUTO DE AGRONOMIA
DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
Análise deformacional Rúptil na região do Pontal do Atalaia , Arraial
do Cabo, RJ.
ARTHUR BURINI
Mês e ano
Dezembro 2015
UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO
INSTITUTO DE AGRONOMIA
DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
Título do Trabalho
Análise deformacional Rúptil na região do Pontal do Atalaia , Arraial do Cabo, RJ.
Nome do Aluno Arthur Burini
Nome do Orientador Alam Wanderley Albuquerque Miranda
Mês e ano
Dezembro 2015
Sumário
Agradecimentos ............................................................................................................................... I
Índice de Figuras ............................................................................................................................ II
Índice de Tabelas........................................................................................................................... III
Resumo ......................................................................................................................................... IV
Capítulo I ........................................................................................................................................ 9
1.1. Introdução ............................................................................................................................ 9
1.2. Localização e vias de acesso ............................................................................................... 9
1.3. Objetivos ............................................................................................................................ 11
1.4. Materiais e métodos ........................................................................................................... 11
Capítulo II ..................................................................................................................................... 12
2.1. Introdução ao conceito de Falhas e Juntas......................................................................... 12
2.1.1 Juntas ........................................................................................................................... 12
2.1.2 Falhas ........................................................................................................................... 15
2.2.1. Determinação de paleotensores ...................................................................................... 19
Capítulo III .................................................................................................................................... 20
3.1. Geologia regional ............................................................................................................... 20
3.2. Tectônica Rúptil Meso-Cenozóica. ..................................................................................... 22
Capítulo IV ................................................................................................................................ 24
4.1. Analise Geométrica das Estruturas Rúpteis. ....................................................................... 24
4.1.1 Juntas ........................................................................................................................... 24
4.2. Analise Cinemática. ............................................................................................................ 29
Capítulo V ..................................................................................................................................... 36
5.1. Discussões ......................................................................................................................... 36
5.1.1 Relações temporais entre o Nefelina sienito e o desenvolvimento das falhas ............... 36
5.2. Análise Dinâmica ............................................................................................................ 39
5.3. Correlações com a formação do Alto estrutural de Cabo Frio ......................................... 41
Agradecimentos
Os meus pais, Zélia e José Marcio, que durante todo esse período na universidade me
deram todo apoio, confiaram em mim e principalmente acreditaram no meu sonho. Vocês são os
grandes responsáveis por essa conquista. Minha irmã Kássia que mesmo a distância se fez
presente em minha caminhada com muito carinho e atenção. A Geovana, por seu carinho,
conselhos e paciência.
As meus amigos que sempre pude contar durante todo o curso Thayane, Luísa e Talles.
Aos amigos que fiz no M1/3°-135 que durante esse tempo se tornaram muito mais que
simples amigos, sempre estando ao meu lado em todas as situações. E a todos do M1/3° que de
alguma forma contribui para minha formação.
Aos professores da RURAL que contribuíram para minha formação intelectual e
profissional. Em especial meu orientador Alam, pela sua dedicação, interesse e principalmente
paciência.
Enfim, a todas outras pessoas que contribuíram para a realização deste sonho, porém,
aqui não citadas com a devida importância, os meus sinceros agradecimentos.
Índice de Figuras
Figura 1. Figura de localização da área de estudo. A linha azul representa o trajeto percorrido
entre a UFRRJ e o Pontal do Atalaia Imagem extraída do Software Google Earth 12/08/2015 as
10:35h. .......................................................................................................................................... 10
Figura 2: Figura com ampliação da região do Pontal do Atalaia, com destaque para a área de
estudo. .......................................................................................................................................... 10
Figura 3: Critério de fraturamento de Coulomb define duas linhas retas (em vermelho) no
diagrama de Mohr. Os circulos são exemplos de estado crítico de esforço. A linha azul representa
o critério de Grifftih, a título de comparação. ................................................................................. 13
Figura 4: Modelo representativo de juntas extensionais. .............................................................. 14
Figura 5: Modelo representando juntas cisalhantes. .................................................................... 15
Figura 6: Classificação de falhas de Anderson (1942), de acordo com sua geometria. a) Falha
Normal; b) Falha Reversa; c) Falha Transcorrente; d) Falha Oblíqua. Modificado de Price &
Cosgrove (1990). ......................................................................................................................... 16
Figura 7: Bloco diagrama mostrando movimentação relativa dos blocos com a) cinemática sinistral
e b) cinemática destral. Moutinho (2011) ..................................................................................... 17
Figura 8: Modelo esquemático de cisalhamento tipo Riedel. R – Fratura Sintética; R’ – Fratura
Antitética; T – Fratura de Tração; P – Fratura de cisalhamento Sintética Secundária; X – Fratura
de cisalhamento antética Secundária Y ou D – Fraturas de cisalhamento. ................................... 19
Figura 9: Mapa tectônico da região sudeste do Brasil - 1) Cráton do São Francisco; 2) Cinturão
Brasília; 3) Terreno Cabo Frio; 4) Terreno Oriental - Domínio Costeiro; 5) Terreno Oriental – Arco
Magmático Rio Negro; 6) Klippe Paraíba do Sul; 7) Terreno Ocidental; 8) Bacia do Paraná; 9)
Corpos alcalinos do Cretáceo Superior a Eoceno; 10) Bacias do Rift Continental do Sudeste do
Brasil (RCSB): A - São Paulo; B - Taubaté; C - Resende; D - Volta Redonda; E - Macacu; F -
Itaboraí; G - Barra de São João; 11) Sedimentos cenozoicos indiferenciados; 12) Falhas reversas,
nappes; 13) Alinhamento Magmático de Cabo Frio; 14) limites de grábens do RCSB. (Modif. de
Riccomini 1989, 2004, Ferrari 1990, Mohriak e Barros 1990, Heilbron et al. 2000 e Ferrari 2001, op
cit Hasui 2010 ) ............................................................................................................................. 21
Figura 10: Diagrama de roseta representativo das juntas obtidas na área de estudo. .................. 25
Figura 11: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para as juntas da
família 1 ........................................................................................................................................ 26
Figura 12: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para as juntas da
família 2. ....................................................................................................................................... 26
Figura 13: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para as juntas da
família 3. ....................................................................................................................................... 27
Figura 14: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para as juntas da
família 4. ....................................................................................................................................... 27
Figura 15: Diagrama de Roseta representativo das direções preferenciais das falhas. ................ 28
Figura 16: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para todas as
falhas. ........................................................................................................................................... 28
Figura 17: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para todas as
falhas da área, acompanhada das respectivas estrias. ................................................................. 29
Figura 18: Geometria sigmoidal de indicadores semelhante a pares S-C associados às falhas
normais sinistrais. ......................................................................................................................... 30
Figura 19: Geometria sigmoidal de indicadores semelhante a pares S-C associados às falhas
normais sinistrais. ......................................................................................................................... 30
Figura 20: Posicionamento de estrias com caimento para SSE em falhas normais de direção
NNW-SSE. .................................................................................................................................... 31
Figura 23: Estereograma representando as falhas e a estria e seu plano. ................................... 33
Figura 24: Falhas normais sinistrais com mergulho para SW formam um ângulo de 65° com falhas
de direção NW-SE e mergulho para NE. ....................................................................................... 34
Figura 25: Padrão em X entre as falhas normais sinistrais e normais destrais com mergulho para
SW e NE, respectivamente. .......................................................................................................... 34
Figura 26: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para as falhas e
fraturas com mesma direção. ........................................................................................................ 37
Figura 27: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para as falhas
encontradas na área, de acordo com a sua classificação cinemática. .......................................... 38
Figura 28: Diagrama PBT indicando os paleotensores. ................................................................ 39
Figura 30: Estereograma com os planos das falhas NNW-SSE e NW-SE. ................................... 40
Figura 31: Modelo esquemático sobre o desenvolvimento do sistema de falhas conjugadas e o
nefelina sienito. ............................................................................................................................. 40
Figura 32: Diagrama PBT para falhas normais sinistrais NE-SW. ................................................ 41
Índice de Tabelas
Tabela 1: Dados das famílias de juntas obtidas na análise geométrica. ....................................... 24
Resumo
O presente trabalho aborda uma análise das estruturas rúpteis, da região de Arraial do
Cabo em Cabo Frio –RJ, buscando um entendimento sobre sua cinemática, os eventos em que
está relacionado e sua formação, tentando estabelecer uma ordem em seu modelo evolutivo.
A área de estudo especificamente está localizada na borda leste de uma megaestrutura de
direção NW-SE, formada no estágio pré-rifte de abertura do Atlântico Sul, chamada de Alto de
Cabo Frio, que limita estruturalmente a bacia sedimentares de Santos e Campos.
Foram adquirido dados de estruturas planares (falhas e juntas) e lineares (estrias) que
posteriormente foram analisados em estereogramas e separados em famílias segundo suas
direções preferencial. Identificou-se quatro famílias principais de fratura, que correspondem à
NNW-SSE, NW-SE, NE-SW e ENE-WSW. As falhas possuem três direções preferencias NNW-
SSE, NE-SW e ENE-WSW.
As falhas de direção NNW-SSE possuem indicadores cinemáticos sugestivos de um
deslocamento normal sinistral. Em algumas porções, os fenocristais de feldspato potássico estão
alinhados de acordo com os planos de falha ou dispostos de forma levemente oblíqua, formando
uma geometria similar a pares S-C. Essas falhas formam um arranjo geométrico em X com as
falhas normais sinistrais com mergulho para WSW. Caso as falhas NW-SE sejam cogenéticas
com as falhas normais sinistrais, a cinemática das falhas de direção NW-SE pode ser interpretada
como normal destral. Os feldspatos são frequentemente identificados sem nenhuma similaridade
na orientação com as falhas, sendo inclusive deslocados ou fragmentados em diversas situações.
Nesse caso, os parâmetros de temperatura atingidos para o desenvolvimento das demais falhas
que ocorrem na área devem ter sido diferentes daquelas estimadas para as falhas normais
sinistrais. Isso implica em estágios distintos para a formação de falhas no sistema rúptil na região.
Caso essa hipótese seja verdadeira, o estágio inicial para a geração das falhas normais sinistrais
(NNW-SSE) ocorreu em momentos que precederam à cristalização total do nefelina sienito.
Os paleotensores foram estimada com base nas falhas que possuíam indicadores
cinemáticos conclusivos. A determinação dos eixos P,B e T ao analisar as falhas normais
sinistrais, destrais oblíquas e destrais em um mesmo estereograma permitiu posicionar o σ1
obtido, é demonstrou-se condizente com a formação das falhas normais destrais (NW-SE) que
constituem um sistema conjugado com as falhas NNW-SSE de cinemática normal sinistral.
9
Capítulo I
1.1. Introdução
Esse trabalho é o requisito final para a obtenção do título de bacharel em Geociências do
curso de geologia da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro (UFRRJ). O estudo dos
processos deformacionais é fundamental para a compreensão e aperfeiçoamento de modelos
geodinâmicos. A análise do comportamento dúctil ou rútpil das rochas em relação à deformação
deve ser considerada na evolução estrutural de uma determinada região. Em especial, a formação
de estruturas rúpteis influencia diretamente nos mais variados aspectos geológicos desenvolvidos
nas porções mais rasas da crosta, como no caso de mecanismos de subsidência mecânica
necessários para o desenvolvimento de bacias sedimentares. O estudo dos parâmetros
geométricos, cinemáticos e dinâmicos de falhas e juntas é fundamental para o entendimento do
arcabouço estrutural de áreas marginais a essas bacias. A área de estudo compreende a porção
leste da região do Pontal do Atalaia, na cidade de Arraial do Cabo. Essa região representa o
segmento continental do Alto de Cabo Frio, uma mega estrutura que divide as Bacias de Campos
e Santos Mohriak, w.u.; Barros, .A.Z.N (1990), localizadas na porção offshore.
Nesse sentido, o presente trabalho aborda uma análise das estruturas rúpteis na região
supracitada, buscando o melhor entendimento sobre suas características geométricas e
cinemáticas, juntamente com uma estimativa para os possíveis eventos tectônicos atuantes na
área, bem como propor um modelo evolutivo.
1.2. Localização e vias de acesso
A área de estudo está localizada no município de Arraial do Cabo, especificamente na
borda leste da região conhecida como Pontal do Atalaia, (Figura 1). O acesso à área, partindo da
UFRRJ, é feito pela BR-465 (antiga Estrada Rio-São Paulo), passando para BR-116 (Rodovia
Presidente Dutra) até a BR-101 (Av. Brasil), segue-se esse trajeto até a Via Lagos/Rua Vereador
Joaquim de Castro em Rio Bonito. Pegue a saída para Araruama/Iguaba Grande/Cabo Frio/Búzios
via BR-101, continue na via Lagos para Arraial do Cabo, prossiga na BR-120 até a AV. Getúlio
Vargas seguindo até o Pontal do Atalaia.
10
Esse trajeto possui um total de 227 km, cujo deslocamento é feito em aproximadamente 3
horas e 20 minutos. Suas coordenadas UTM são 7455750-7454750 e 807000 -806750 (figura 2).
Figura 1. Figura de localização da área de estudo. A linha azul representa o trajeto percorrido entre a
UFRRJ e o Pontal do Atalaia Imagem extraída do Software Google Earth 12/08/2015 as 10:35h.
Figura 2: Figura com ampliação da região do Pontal do Atalaia, com destaque para a área de estudo.
11
1.3. Objetivos
O objetivo deste trabalho é realizar a análise estrutural da deformação rúptil atuante na
região do Pontal do Atalaia, visando estabelecer correlações com o magmatismo do Paleógeno,
bem como entender as implicações diretas ou indiretas com Alto estrutural do Cabo Frio.
Determinar os campos de paleotensores atuantes na porção, estabelecendo uma cronologia de
eventos relacionados ao contexto geológico da área.
1.4. Materiais e métodos
Os materiais e métodos utilizados no presente trabalho seguiram as seguintes etapas,
quais sejam:
Revisão Bibliográfica: Nesse estágio foram coletados bases topográficas, mapas
geológicos e imagens de satélite disponíveis para a região. Diversos trabalhos referentes ao
estudo e análise de deformação rúptil foram adquiridos para enriquecer o conhecimento sobre o
tema da monografia, assim como, relatórios de iniciação científica, monografias e cadernetas de
campo foram incorporados ao acervo bibliográfico utilizado durante a execução do trabalho.
Etapa de campo: Essa etapa do trabalho foi dividida em dois estágios, assim
exemplificados: inicialmente foi realizado um reconhecimento da área, das características dos
afloramentos e do acesso até o local de estudo; a segunda parte consistiu no mapeamento das
estruturas rúpteis existentes na borda leste do Pontal do Atalaia, visando a caracterização das
falhas e juntas que ocorrem no local. Na ultima etapa organizou–se todos os dados.
Tratamento dos Dados: Os dados estruturais foram adquiridos através de medidas em
estruturas planares (falhas e juntas) e lineares (estrias) e, posteriormente, organizados em
planilhas eletrônicas, utilizando o software Excel. Todos os dados obtidos foram plotados em
projeções estereográficas do tipo Schimdt-Lambert (hemisfério inferior), bem como diagramas de
rosetas, utilizando softwares específicos, tais como: Win-Tensor, OpenStereo e Stereonet. Para a
determinação dos paleotensores foi utilizado o método de Angelie (1957) e o software Win-
Tensor. As juntas obtidas foram organizadas em famílias, utilizando um intervalo de 30° na
variação de direção do plano de junta para cada família.
12
Capítulo II
2.1. Introdução ao conceito de Falhas e Juntas
2.1.1 Juntas
O termo junta é mais comumente usado para designar fraturas que são razoavelmente
planares e com traçados relativamente regulares, e que não apresentam movimento relativo dos
blocos. Segundo McClay (1987) é comum observar no campo fraturas com pequeno
deslocamento relativo e que podem ser classificadas genericamente como juntas. Essas
estruturas podem ser classificas como juntas sistemáticas, que possuem conjuntos com
orientação preferencial e espaçamento entre elas com algumas constância e juntas não-
sistemáticas que possuem forma, orientação e espaçamento irregulares.
As juntas são as estruturas rúpteis mais abundantes na crosta terrestre, podendo ocorrer
em escalar de afloramento e também com grandes dimensões. Sua frequência vai depender da
espessura e da competência das camadas, onde rochas menos competentes são mais afetadas
por um numero maior de juntas que as competentes e apresentam menor espaçamento em
camadas menos espessas em relação as mais espessas segundo Santos R., (2006).
As juntas são formadas como uma resposta de uma rocha em relação ao esforço, podendo
variar de acordo com a magnitude dos esforços empregados. Inicialmente a rocha acumula
deformação elástica antes de se romper, para que isto ocorra, é necessário um esforço diferencial
(σ1-σ3) que exceda a resistência da rocha e do esforço médio ((σ1+σ3)/2). A resistência da rocha
vai depender 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 com a
profundidade, com isso em profundidades maiores é necessário um maior esforço diferencial para
que a rocha se frature segundo Fossen (2010).
2.1.1.1. Critérios de cisalhamento de juntas de Coulomb
O texto desse item é fortemente baseado nos trabalhos de Anderson (1956) e Fossen
(2010). O físico francês Charles Augustin de Coulomb definiu um critério para prever o estado de
esforço no qual uma dada rocha sob compressão está próxima da ruptura, ou seja, quando a
rocha está sob esforço crítico. O critério considera o esforço crítico de cisalhamento (σs ou Ƭ) e o
esforço normal (σn) agindo em uma potencial fratura no momento da ruptura, em que ambos se
relacionam entre si pela tg Φ, que é constante, sendo que Φ é o ângulo de fricção interna:
13
σs= σn tg Φ
(1)
Segundo Coulomb, o esforço de cisalhamento necessário para o início de uma fratura de
cisalhamento depende do esforço normal através do plano de cisalhamento em potencial. Assim,
quanto maior for o esforço normal, maior será o esforço de cisalhamento necessário para produzir
uma fratura de cisalhamento.
O critério de Coulomb pode ser descrito por uma linha reta no espaço de Mohr, com µ
representando sua inclinação e Φ o ângulo de inclinação. Uma fratura se forma apenas quando a
resistência interna ou coesão C da rocha for excedida. O critério completo do faturamento de
Coulomb é:
σs= C + σn tg Φ = C + σn µ
(2)
Onde, C representa o esforço crítico de cisalhamento ao longo da superfície e σn = 0. É
também conhecida como resistência coesiva, sua contra partida é a resistência crítica a tração T
da rocha (figura 3 ).
Figura 3: Critério de fraturamento de Coulomb define duas linhas retas (em vermelho) no diagrama de
Mohr. Os circulos são exemplos de estado crítico de esforço. A linha azul representa o critério de Grifftih, a
título de comparação.
Nos materiais de Coulomb, a linha que tangencia o círculo de Mohr representa o critério de
fraturamento. Ela é chamada de envoltório de ruptura de Coulomb. O ponto no qual um círculo de
Mohr toca o envoltório de ruptura representa a orientação do plano de ruptura, assim como o
esforço de cisalhamento e o esforço normal no plano no momento da ruptura. Qualquer círculo de
14
Mohr que não toque a envoltória representa um estado estável de esforço, sem a possibilidade de
fraturamento.
O envoltório de ruptura de Coulomb é sempre positivo no fraturamento rúptil. Isso significa
que quanto maior for o esforço médio maior será o esforço diferencial necessário para causar o
fraturamento.
2.1.1.2. Tipos de juntas
As juntas podem ser classificadas, segundo Santos R., (2006), por diversas formas de acordo
com as suas características, quais sejam:
Juntas extensionais: Desenvolvem-se idealmente de modo perpendicular a σ3, contêm os
esforços principais máximos e intermediário. A deformação desenvolve-se de modo perpendicular
à direção de estiramento sob condições de tração, e de modo paralelo ao eixo de compressão
máxima durante os testes de compressão. Na maioria das fraturas extensionais, os eixos de
esforços e de deformação são relativamente coincidentes (Figura 4).
Figura 4: Modelo representativo de juntas extensionais.
Juntas de cisalhamento: apresentam deslizamento paralelo ao plano de fratura e
desenvolvem-se tipicamente em um ângulo de 20° a 30° em relação a σ1. As condições de
temperatura e pressão de sua formação correspondem à parte superior da crosta, porém
também podem se formar na zona de transição rúptil-dúctil, onde tendem a crescer
formando faixas mais largas ou zonas de fluxo cataclástico (figura 5).
15
Figura 5: Modelo representando juntas cisalhantes.
Juntas híbridas: seu movimento de abertura é oblíquo, combina cisalhamento com
extensão.
Juntas extensionais irregulares: as extensões ocorrem em todas as direções,
geralmente originadas por fraturamento hidráulico, como resultado de alta pressão de
fluidos em ambiente de baixa pressão confinante. Apresentam padrão irregular, cujo
melhor exemplo são os stockworks de cúpulas graníticas, importante condicionamento
para mineralizações hidrotermais.
Juntas compressionais: também chamados de juntas estilolíticas, são caracterizados por
superfícies irregulares, sinuosas, originadas por dissolução de pressão, ao longo de limites
entre camadas ou de fraturas pré-existentes. Ocorrem principalmente em calcários e
arenitos finos, e mostram formas cônicas ou colunares, com amplitudes de 5 a 10 mm. Ao
longo das superfícies de dissolução são concentrados materiais argilosos ou carbonáticos,
acompanhados de resíduos insolúveis, que variam de acordo com a composição da rocha
e com o grau de dissolução. Não há dúvida de que o volume da rocha diminui ao longo das
juntas estilolíticas.
2.1.2 Falhas
O texto desse item é fortemente baseado nos trabalhos de Anderson (1956) e Fossen
(2010). Uma falha é um conjunto 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. Possui deslocamento
16
paralelo às suas paredes e dominadas por mecanismos de deformação rúptil, causando um
deslocamento visível.
A espessura de uma falha é normalmente muito menor que o rejeito, e muito muitas ordens de
grandeza menor que seu comprimento. Possui zonas complexas de deformação com múltiplos
planos de cisalhamento, fraturas subsidiárias e, em alguns casos bandas de deformação. Sua
formação requer uma complexa zona de processos com numerosas pequenas fraturas, onde
umas se conectam para formarem uma superfície de deslocamento, enquanto outras são
abandonadas.
A geometria das falhas não verticais separam o bloco superior, denominado capa ou teto, do
bloco inferior, chamado de lapa ou muro. Podem ser classificadas como: falha normal (figura 6a),
inversa (figura 6b), transcorrente (figura 6c) e Obliqua (figura 6d).
Figura 6: Classificação de falhas de Anderson (1942), de acordo com sua geometria. a) Falha Normal; b)
Falha Reversa; c) Falha Transcorrente; d) Falha Oblíqua. Modificado de Price & Cosgrove (1990).
As falhas normais são provocadas por esforços verticais e tem como resultado uma
distensiva horizontal. Neste caso o teto desce em relação ao muro.
Falhas reversas são resultantes de esforços compressivos horizontais. Neste caso o teto
desloca-se para cima do muro.
As falhas transcorrentes são marcadas por movimentos horizontais, onde os blocos se
deslocam em direções opostas. Este tipo de falha pode ainda ser classificado em destral ou
17
sinistral, segundo o sentido do movimento relativo entre estes blocos. Quando o bloco da
esquerda se move em direção a um observador fixo, temos a cinemática sinistral (figura 7a). No
caso contrário, ou seja, o bloco da direita se aproxime do observador, temos a cinemática destral
(figura 7b).
As falhas oblíquas são geradas quando os vetores de deslocamentos dos blocos de falha
não são totalmente verticais ou totalmente horizontais. Em outras palavras, o deslocamento entre
os blocos de falhas se dá pela combinação de um vetor horizontal e outro vertical.
As falhas podem ser classificadas quanto ao seu ângulo de formação, quando este for menor
que 30°, é denominada falha de baixo ângulo, já com o ângulo maior que 60° a falha é de alto
ângulo. As falhar reversas de baixo ângulo são denominadas falhas de cavalgamento, isso
quando o movimento atingir dezenas ou centenas de quilômetros, falhas que se horizontalizam
com a profundidade são chamadas de falhas lístricas ou antelístricas quando o ângulo de
mergulho aumenta com a profundidade.
Figura 7: Bloco diagrama mostrando movimentação relativa dos blocos com a) cinemática sinistral e b)
cinemática destral. Moutinho (2011)
As falhas raramente são superfícies simples ou zonas de espessura constante. Na realidade,
em sua maioria, elas são estruturas complexas formadas por uma quantidade praticamente
imprevisível de elementos estruturais. Para criar um modelo simples para descrever uma falha 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.
As falhas em rochas com baixa porosidade ou não porosas crescem a partir de pequenas
fraturas de cisalhamento. Isso não ocorre por apenas uma fratura de cisalhamento, pois estas não
podem expandir pelo seu próprio plano. Quando a rocha atinge um nível crítico de fraturas, a
fratura principal se expande pela conexão das microfraturas de orientação favorável. Isso de
acordo com (Anderson, 1956 apud Fossen, 2010).
18
Um fator importante a ser considerado em uma falha são seus indicadores cinemáticos, pois
nos proporcionam a identificação do sentido e da direção do movimento a qual a falha foi
submetida. As estrias são estruturas encontradas em superfície polidas denominadas espelho de
falha e são formadas devido ao atrito. Elas podem ser usadas para identificar à orientação e o
sentido do vetor de deslocamento. Em geral, considera-se que as estrias indiquem a direção do
rejeito. Onde se encontram as irregularidades podem ocorrem contrações locais formando
estruturas como estilolitos, além disso, pode haver a criação de espaços onde ocorre crescimento
de minerais, com a identificação dessas estruturas em relação à geometria da falha fornece
informações confiáveis sobre o sentido do rejeito.
Um modelo bastante particular que envolve um sistema de falhas transcorrentes é conhecido
como modelo de Riedel (Figura 8) e foi pioneiramente descrito por Riedel (1929) em um
experimento utilizando materiais de argila e areia, submetidos a tensões cisalhantes de modo a
gerar um conjunto de falhas transcorrentes segundo (Katz et al.,2004).
As relações cinemáticas entre este conjunto de fraturas subsidiárias servem como fonte de
informação para a determinação da movimentação cinemática da falha principal. A princípio este
modelo era aplicado apenas para estruturas de pequena escala, sendo hoje aplicado para
estruturas de escalas quilométricas de acordo com (Katz et al.,2004).
O modelo Riedel (Figura 8) é constituído por um par de fraturas conjugadas Sintéticas (R) e
Antitéticas (R’) em relação à falha principal Riedel, 1929 apud Petit (1987). As fraturas Sintéticas
(R) formam um ângulo de 10º a 30º com principal enquanto a Antitética (R’) forma um ângulo que
varia entre 60º e 80º em relação à principal. As fraturas T são fraturas de tração que formam um
ângulo de 45º com a fratura principal. As fraturas Y ou D são fraturas de cisalhamento sintéticas
subparalelas às fraturas principais. As fraturas P são um terceiro sistema de fraturas sintéticas
que formam um ângulo de 10º a 30º em relação á fratura principal. Por fim, o conjunto de fraturas
X é antitético, com um ângulo variando entre 60º a 80º em relação à família de fraturas principais.
19
Figura 8: Modelo esquemático de cisalhamento tipo Riedel. R – Fratura Sintética; R’ – Fratura Antitética; T –
Fratura de Tração; P – Fratura de cisalhamento Sintética Secundária; X – Fratura de cisalhamento antética
Secundária Y ou D – Fraturas de cisalhamento.
2.2.1. Determinação de paleotensores
Segundo Angelier (1990) para quaisquer planos de falhas estriadas podem ser associados
quatro diedros retos separados pelo plano de falha e por um plano auxiliar perpendicular à estria.
Dependendo da posição da estria, dois diedros opostos deverão conter todas as posições
possíveis de σ1, sendo por isso chamados de “diedros compressionais”, enquanto que os outros
dois diedros, chamados de distensionais, deverão conter as possíveis posições de σ3.
Superpondo-se informações de diferentes falhas com mesma cinemática, sobre um mesmo
diagrama de Schmidt-Lambert, hemisfério inferior, é possível restringir zonas de compressão e
distensão, sobre as quais devem estar localizados os eixos de tensão σ1 e σ3, aplicáveis a todos
os planos de falha considerados.
20
Capítulo III
3.1. Geologia regional
O Sistema Orogênico Mantiqueira corresponde em área à Província Mantiqueira, uma faixa
ao longo da região costeira entre o sul da Bahia até o Rio Grande do Sul, com extensão para o
Uruguai. Tem cerca de 3.000 km de comprimento, 200 km de largura na parte sul e 600 km na
parte norte.
O Sistema Mantiqueira foi compartimentado em três setores, referidos como setentrional,
central e meridional por Almeida e Hasui (1984). Os compartimentos são considerados como
correspondentes a três cinturões orogênicos: Araçuaí no setentrional, Ribeira no central e Tijucas
no meridional.
A área de estudo está localizado no terreno cabo frio, porção sudeste do Orógeno Ribeira
especificamente na região de Arraial do cabo. O Orógeno Ribeira estende-se por
aproximadamente 1400 km ao longo da costa do Brasil e é oriunda da formação do super
continente Gondwana (750- 500 Ma) e apresenta trend estrutural NE – SW segundo Heibron et
al.(1995). Circunda o Cráton de São Francisco na sua borda sudeste e transiciona a oeste para a
Faixa Brasília. Para norte, transiciona para a Faixa Araçuai, contemporânea em termos de
eventos. Para sudoeste, transiciona para a Faixa Apiaí. Para sudeste é recoberta pelos
sedimentos das bacias marginais do Atlântico Sul.
O Orógeno Ribeira foi dividido em quarto terrenos, sendo separadas por falhas de
empurros e zonas de cisalhamento oblíquas tanspressivas segundo Heibron et al.,2000. A maioria
deles possui um embasamento de idades pré – 1,8 Ga e foram recobertos no Proterozóico por
seqüências vulcanosedimentares de diferentes origens. No Neoproterozóico-EoPaleozóico, o
conjunto embasamento e cobertura foi intrudido por plútons de diferentes composições, idades e
grau de deformação e metamorfismo.
Os terrenos são denominadas de noroeste para sudeste como Terreno Ocidental, Terreno
Paraíba do Sul, Terreno Oriental e terreno cabo frio (figura 9) . Inicialmente foram amalgamados
os três primeiros terrenos, em 580 Ma, já o terreno cabo frio foi amalgamado em 530 Ma (Heibron
et al.,2004). Este evendo e denominado Orogenia Búzios sendo caracterizado como o evento
tectônico – metamórficos mais recente registrado nas faixas moveis brasilianas, com idade entre
525 Ma e 480 Ma. Seu metamorfismo variou de faces anfibolito alto até granulito, com pico
metamórfico entre 525 Ma a 520 Ma, isso segundo Schmtt, 2001.
21
Figura 9: Mapa tectônico da região sudeste do Brasil - 1) Cráton do São Francisco; 2) Cinturão Brasília; 3)
Terreno Cabo Frio; 4) Terreno Oriental - Domínio Costeiro; 5) Terreno Oriental – Arco Magmático Rio Negro;
6) Klippe Paraíba do Sul; 7) Terreno Ocidental; 8) Bacia do Paraná; 9) Corpos alcalinos do Cretáceo
Superior a Eoceno; 10) Bacias do Rift Continental do Sudeste do Brasil (RCSB): A - São Paulo; B - Taubaté;
C - Resende; D - Volta Redonda; E - Macacu; F - Itaboraí; G - Barra de São João; 11) Sedimentos
cenozoicos indiferenciados; 12) Falhas reversas, nappes; 13) Alinhamento Magmático de Cabo Frio; 14)
limites de grábens do RCSB. (Modif. de Riccomini 1989, 2004, Ferrari 1990, Mohriak e Barros 1990,
Heilbron et al. 2000 e Ferrari 2001, op cit Hasui 2010 )
O Terreno Cabo Frio apresenta um evento tectono-metamórfico de idade cambriana,
sendo acrescionado tardiamente ao Terreno Oriental, através de uma falha de empurrão com
mergulho para sudeste Schmitt et al.( 2004, 2008b). Seu embasamento é composto por
ortognaisses de idade paleoproterozóica (2.03-1.96 Ga) de composição granítica a granodiorítica.
São cortados por paleodiques de ortoanfibolitos do tipo N-MORB de idade não definida.
Sobreposto tectonicamente ao embasamento tem-se uma unidade composta por granada
anfibolitos, com espessuras de até 50 metros, também com afinidade geoquímica do tipo N-
MORB (Schmitt et al., 2004).
A seqüência de cobertura é constituída por cianita silimanita-gnaisses, granada-diopsídio-
anfibolitos e ortoanfibolitos, calciossilicátias, silimanita gnaisses com camadas alternadas de
meta-pelitos interpretados como metaturbiditos, que correspondem às sucessões Búzios e
Palmital Schmitt (2001). Zircões detríticos indicam a presença de uma área fonte jovem
22
neoproterozóica (630 Ma), que tem a mesma idade do Arco Magmático Rio Negro (Schmitt et. al.,
2003, 2004).
O Terreno Cabo Frio é distinto dos outros terrenos do Setor Central da Faixa Ribeira por
seu trend estrutural NW-SE, enquanto que os outros terrenos possuem trend NE-SW Fonseca et.
al. (1984). Sua história tectônica e metamórfica tem sido atribuída à Orogenia Búzios que
começou a cerca de 530 Ma com alto grau metamórfico (fácies granulito de média a alta pressão)
e tectônica de baixo ângulo com vergência das estruturas para NW, sobre o Terreno Oriental.
(Schmitt, 2001).
As rochas presentes nos afloramento são nefalinoa sienitos, alcalifeldspatos sienitos,
alcalifeldspatos sienitos com nefelina e monzonito, além de diques de fonolitos, traquitos e
lamprófilos.
3.2. Tectônica Rúptil Meso-Cenozóica.
Segundo Almeida et al.(1996) o processo de rifteamento que, do Neojurássico ao
Eucretáceo, deu origem ao oceano Atlântico Sul, foi acompanhado e sucedidos por inúmeros
eventos magmáticos nas bacias da margem continental, nos altos que as separam, bem como no
continente emerso adjacentes. Algumas correlações possibilitam determinar com mais precisão os
sucessivos regimes tectônicos pós-permiano que se implantaram na borda leste da América do
Sul, pois os registros magmáticos têm se mostrado indicadores confiáveis para tal análise.
O Alto de Cabo Frio, que separa as bacias de Campos e Santos, apresenta grande
incidência de rochas magmáticas. Mohriak et al, (1990). Assim, para esta região, com base em
dados sísmicos, petrográficos, químicos e radiométricos, propõem a sua subdivisão em três
sequências relativamente bem definidas. Na Sequência I, eocretácea pré-aptiana, os basaltos
representam a formação Cabiúras Dias et al, (1994) op cit Almeida (1996) e são datados pelo
método K/Ar entre 120 e 130 Ma. Podem ser correlacionados com a Formação Camboriú da Bacia
de Santos. A Sequência II é pouco representativa e também constituída por basaltos. Vincula-se
ao Campaniano-Turoniano (80-90 Ma), graças à sua posição estratigráfica e datações pelo
método K/Ar. A Sequência III, mais comum nesta região, contém basaltos, diabásios e rochas
vulcanoclásticas, representando vulcanismo subaquoso de conduto central, associado a
sedimentos representativos de períodos de quiescência Mizusaki & Mohriak, (1993) op cit
Almeida, (1996). As idades radiométricas K/Ar apontam valor médio entre 40 e 50 Ma, o que
caracteriza um importante evento vulcânico do Paleoceno Superior/Eoceno na região do Alto de
Cabo Frio.
23
A linha de costa ao longo dos estados de São Paulo e Rio de Janeiro apresenta tendência
geral NE, paralela às direções estruturais pré-cambrianas, com a notável exceção do trecho entre
a Bafa de Ilha Grande (Angra dos Reis) e Cabo Frio, onde ocorre uma inflexão para uma direção
aproximada leste-oeste. A linha da costa tem sido interpretada por vários autores como
decorrência da ruptura entre África e América do Sul ao longo de uma Unha de fraqueza que
condicionou a formação de zonas cisalhantes leste-oeste tanto no Brasil quanto na região costeira
de Angola Ewing et al, (1969) op cit Mohriak et al, (1990). Essas linhas de fraqueza também
teriam sido aproveitadas na formação de zonas de fraturas oceânicas. No Cretáceo Superior e
Terciário, as direções transformantes (leste-oeste) seriam reutilizadas em movimentos de reajuste
de placa durante a separação continental, em função de migrações rápidas do pólo de rotação, e
as rochas alcalinas poderiam ter penetrado a crosta através do prolongamento, continente
adentro, das zonas de fraturas e alinhamentos oceânicos (Marsh 1973 op cit Mohriak et al,
1990).
A direção leste-oeste da linha de charneira pre-aptiana, entre Ilha Grande e Cabo Frio, foi
interpretada por Bacoccoli & Aranha (1984) op cit Almeida, (1996) como resultante de uma
linha de fraqueza antiga, que, conjungada com a direção NE dos grandes falhamentos
trancorrentes da orogênese brasiliana, condicionou a formação dos depocentros originais das
Bacias de Santos e Campos, interpretadas como rombo-grábens estirados simultaneamente em
função da composição dos esforços de ruptura do Gondwana.
Poços exploratórios da Petrobrás também indicam atividade magmática intensa no
Cenozóico (vulcanismo explosivo intraplaca, pós-rifte, tendo-se perfurado, na porção sul da Bacia
de Campos, várias centenas de metros de tufos vulcânicos e rochas intrusivas básicas,
atualmente interpretadas como eocênicas, em função da identificação de marcos cronológicos
obtidos a partir da análise paleontológica e sismo-estratigráfica dos poços ao sul do Arco de Cabo
Frio (Mohriak et al 1989 op cit Almeida, 1996).
O intervalo Turoniano — Eoceno Inferior está ausente em grande parte da bacia. Grandes
discordâncias estendem-se por quase toda a região sul da Bacia de Campos (Richter 1987),
indicando que após o Eoceno Inferior houve grande atividade tectônica na bacia ou no continente,
que possibilitou um maior aporte de elásticos grossos em batimetrias anteriormente muito
elevadas (Mohriak 1988 Almeida, 1996).
Vale notar que, no Oligoceno, tanto quanto ora se sabe, parece ter cessado toda a
atividade magmática no sul-sudeste do Brasil e, supostamente, também na margem continental
vizinha, segundo (Mohriak et al., 1990).
24
Capítulo IV
4.1. Analise Geométrica das Estruturas Rúpteis.
4.1.1 Juntas
A análise dos dados estruturais relativos às juntas permitiu a individualização de quatro famílias
de juntas, com intervalos de aproximadamente 30°, assim denominadas (figura 10):
(i) A família 1 está orientada na direção NE-SW, com intervalos de juntas orientadas entre
N0°-10°E, N10°-20°E e N20°-30°E, perfazendo uma frequência de medidas de 7,5%,
2% e 7,5%, respectivamente;
(ii) A família 2, de direção NW-SE, corresponde à juntas N40°-50°W com 3,5% das
medidas, bem como juntas N50° - 60°W e N60° - 70°W com 7,5% das medidas cada
intervalo;
(iii) A família 3 possui direção NNW-SSE com juntas distribuídas nos intervalos N0°-10°W,
N10°-20°W e N20°-30°W, atingindo as respectivas concentrações de medidas 7%,
10% e 10%;
(iv) A família 4 é marcada por juntas de direção ENE-WSW, organizadas entre N60°-70°E
com 12,73% das medidas, N70-80E com 3,5% das medidas e N80-90E com 9% das
medidas. A família 2 de direção NW-SE está contida no intervalo de 40° - 70°, onde de
40° - 50° encontra-se aproximadamente 3,5%.
Tabela 1: Dados das famílias de juntas obtidas na análise geométrica.
Famílias Direção Direção das sub-
familias
Frequência
Família 1 NE-SW
N0°-10°E 7,5%,
N10°-20°E 2%
N20°-30°E 7,5%,
Família 2
NW-SE
N40°-50°W 3,5%
N50° - 60°W 7,5%
N60° - 70°W 7,5%
25
Família 3
NNW-ESE
N0°-10°W 7%
N10°-20°W 10%
N20°-30°W 10%
Família 4
ENE-WSW
N60°-70°E 12,73%
N70-80E 3,5%
N80-90E 9%
Figura 10: Diagrama de roseta representativo das juntas obtidas na área de estudo.
As juntas da família 1 (figura 11) apresentam direção preferencial NE-SW com mergulho
moderado a elevado (55°-80°) para SE e ESE. Apenas uma das juntas dessa família possui
mergulho elevado para WNW. As juntas da família 2 (figura 12) possuem direção preferencial
NW-SE com mergulho para NE. O ângulo de mergulho das estruturas é predominantemente de
70°, com algumas estruturas subverticais (>85°).
26
Figura 11: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para as juntas da família 1
Figura 12: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para as juntas da família 2.
As juntas da família 3 (figura 13) possuem direção preferencial NNW-SSE com mergulho
moderado a elevado (60°-80°) para WSW. As juntas da família 4 (figura 14) possuem direção
preferencial W-E com mergulho para sul, enquanto poucas estruturas mergulham para norte. O
ângulo de mergulho das estruturas é preferencialmente de 80°.
27
Figura 13: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para as juntas da família 3.
Figura 14: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para as juntas da família 4.
A análise geométrica das falhas permite a identificação de três direções preferências
(figura 15). As falhas de orientação NNW-SSE são predominantes na área. Aquelas de direção
N20-30W representam 25,93% de frequência dessas estruturas identificadas, enquanto as
demais, com orientação N10-20W e N30-40W apresentam frequências de 15% e 11%,
respectivamente. As falhas de direção NE-SW possuem valores de frequências de medidas que
28
variam entre 4% e 11% de acordo com os intervalos na orientação (N20-30E, N30-40E e N40-
50E). As falhas de direção ENE-WSW compõem 4% (N80-90E) a 15 % (N60-70E) das medidas
obtidas.
Figura 15: Diagrama de Roseta representativo das direções preferenciais das falhas.
Figura 16: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para todas as falhas.
As falhas apresentam direção preferencial NNW-SSE, NE-SW e ENE-WSW (figura 16). As
feições de direção NNW-SSE possuem mergulho voltado para WSW com ângulo de mergulho
variando entre 65° e 80°. As falhas de direção NE-SW e ENE-WSW tem mergulho elevado (>75°)
para SSE e NW.
29
Figura 17: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para todas as falhas da
área, acompanhada das respectivas estrias.
As falhas de direção NNW-SSE com mergulho para WSW possuem estrias com caimento
suave a moderado (60 a 65) para SSE. As falhas de orientação NE-SW possuem mergulho para
SSE, enquanto as estrias têm caimento suave a moderado para ENE (figura 17).
4.2. Analise Cinemática.
As falhas de direção NNW-SSE possuem indicadores cinemáticos sugestivos de um
deslocamento normal sinistral, quando analisados em planos aproximadamente paralelos às
estrias com caimento de 15° a 35° para SSE. Estruturas sigmoidais com geometria semelhante a
pares S-C em zonas de cisalhamento dúcteis ou rúpteis-dúcteis (figura 18). Em algumas porções,
os fenocristais de feldspato potássico estão alinhados de acordo com os planos de falha ou
dispostos de forma levemente oblíqua, formando uma geometria similar a pares S-C (figura 19).
Uma falha de mesma direção, mas com o posicionamento de ressaltos e estrias indicativo de
cinemática destral foi identificada na área (figura 20 e 21). Essa diferença de cinemática e a
interpretação serão discutidas no capitulo V.
30
Figura 18: Geometria sigmoidal de indicadores semelhante a pares S-C associados às falhas normais
sinistrais.
Figura 19: Geometria sigmoidal de indicadores semelhante a pares S-C associados às falhas normais
sinistrais.
31
Figura 20: Combinação de ressaltos e estrias em falhas de direção NNW-SSE sugestivos de cinemática
destral.
As falhas de orientação NE-SW têm estrias com caimento que varia entre 8° e 20° para
NE. A análise combinada das estrias com os ressaltos indica movimentação destral oblíqua para
essas estruturas. Adicionalmente, a geometria em Zigue-Zague do alojamento de um dique de
fonolito é sugestiva de cinemática destral (figuras 21 e 22).
Figura 20: Posicionamento de estrias com caimento para SSE em falhas normais
de direção NNW-SSE.
32
Figura 21: Geometria em Zigue-Zague de dique de fonolito sugestivo de alojamento em condições de
deslocamento destral.
Figura 22: Plano de falha com presença de estrias e ressaltos indicando movimento obliquo.
33
Na porção central da área de estudo ocorre uma falha de direção NE-SW com estrias de
orientação distintas: 100/60 e 200/30 (figura 23). Essa falha possui orientação semelhante a
outras falhas com indicadores cinemáticos conclusivos de movimentação normal destral. Dessa
forma, as estrias com caimento para SW seriam compatíveis com um deslocamento de caráter
normal destral. Em contrapartida, as estrias com caimento para ESE poderiam ser relacionadas a
atividades de ativação do plano de falha.
Figura 21: Estereograma representando as falhas e a estria e seu plano.
Duas falhas de orientação 134/80 e 140/90 não possuem indicadores cinemáticos
conclusivos, embora sejam paralelas às falhas destrais oblíquas. Nesse sentido, elas foram
tratadas nos diagramas de determinação de paleotensores como falhas de movimentação destral
oblíqua.
As falhas de direção NW-SE com mergulho moderado (50°) para NE formam um arranjo
geométrico em X com as falhas normais sinistrais com mergulho para WSW, formando um ângulo
de aproximadamente 65° entre elas (figura 24 e 25). Esse valor angular entre elas é compatível
com modelos de fraturas de cisalhamento ou falhas conjugadas. Caso as falhas NW-SE sejam
cogenéticas com as falhas normais sinistrais, a cinemática das falhas de direção NW-SE pode ser
interpretada como normal destral. As implicações da determinação da cinemática das falhas NW-
SE na ausência de indicadores cinemáticos serão analisadas no capítulo V.
N
34
Figura 22: Falhas normais sinistrais com mergulho para SW formam um ângulo de 65° com falhas de
direção NW-SE e mergulho para NE.
Figura 23: Padrão em X entre as falhas normais sinistrais e normais destrais com mergulho para SW e NE,
respectivamente.
Três falhas de direção ENE-WNW são identificadas na área de estudo. Uma delas tem
indicadores cinemáticos compatíveis com movimento destral, enquanto as outras duas são
NE SW
60°
SW
NE
35
condizentes com deslocamento sinstral. Algumas falhas com brechas associadas são
classificadas como indiscriminadas devido à ausência de indicadores cinemáticos. Por outro lado,
elas possuem orientação semelhante àquelas de movimentação normal sinistral.
36
Capítulo V
5.1. Discussões
5.1.1 Relações temporais entre o Nefelina sienito e o desenvolvimento das falhas
A área mapeada é constituída predominantemente de Nefelina Sienito. A trama dessa
rocha é modificada parcialmente pelo desenvolvimento de falhas e juntas na região. As relações
cronológicas entre o nefelina sienito e a formação de falhas pode ser exemplificada na área de
acordo com os tipos de indicadores cinemáticos identificados e sua respectiva influência no
aspecto textural da rocha. Segundo os dados coletados em campo, as falhas normais sinistrais
(NNW-SSE) reorientam a trama da rocha, formando em algumas porções estruturas similares a
indicadores cinemáticos do tipo S-C, frequentemente encontrados em zonas de cisalhamento
dúcteis. Nesse sentido, tramas do tipo S-C são incompatíveis com estruturas formadas por
deformação rúptil (Lister & Snoke, 1984). Caso as estruturas S-C tenham sido formadas
efetivamente pela atividade tectônica associada à falha, a temperatura atuante no processo
deformacional deve ter sido superior aquele esperado para atividade tectônica de caráter rúptil.
Nessa situação, o Nefelina Sienito não estaria totalmente cristalizado no momento de
desenvolvimento da falha, permitindo condições de temperatura e viscosidade favoráveis para
orientar os minerais. Haja vista a ocorrência de pórfiros de feldspato potássico orientados na
direção das falhas normais sinistrais. A temperatura esperada para a cristalização de nefelina
sienitos varia entre 1000° a 500°, dependendo das porções de SiO2 presente na composição da
nefelina (Hamilton, 1961). Adicionalmente, as temperaturas de cristalização podem variar com
base no sistema anidro (1250° a 1050°) ou para sistemas hidratados (840° a 800°) (Heier, 1965).
Em todos os casos, as temperaturas esperadas para a cristalização de nefelina sienitos são
superiores àquelas obtidas em deformação rúptil. No entanto, o tempo de coexistência entre fases
minerais cristalizadas e o líquido é próximo do eutético para sistemas magmáticos compatíveis
com a formação de Nefelina Sienitos. Em uma situação hipotética, no qual o nefelina sienito
estivesse sob a influência do campo de tensão necessário para a formação das falhas normais
sinistrais, a viscosidade seria elevada com o aumento da pressão dirigida e diminuição da
temperatura, permitindo a orientação de parte dos pórfiros nas proximidades das falhas, bem
como uma reorganização da textura da rocha como figuras do tipo S-C, evoluindo para a
formação incipiente de brechas, após a rápida cristalização do nefelina sienito.
Em várias porções da área mapeada, as falhas modificam a trama do nefelina sienito em
condições de deformação eminentemente rúpteis. Os feldspatos são frequentemente identificados
37
sem nenhuma similaridade na orientação com as falhas, sendo inclusive deslocados ou
fragmentados em diversas situações. Nesse caso, os parâmetros de temperatura atingidos para o
desenvolvimento das demais falhas que ocorrem na área devem ter sido diferentes daquelas
estimadas para as falhas normais sinistrais. Isso implica em estágios distintos para a formação de
falhas no sistema rúptil na região. Caso essa hipótese seja verdadeira, o estágio inicial para a
geração das falhas normais sinistrais (NNW-SSE) ocorreu em momentos que precederam à
cristalização total do nefelina sienito.
. Após a análise dos estereogramas, observou-se que as falhas possuem três direções
preferenciais, assim identificadas: NNW-SSE, NE-SW e ENE-WSW (figura 26). As juntas foram
divididas em famílias com padrões de orientação distintos. As falhas e juntas possuem direções
semelhantes em alguns casos. As falhas normais sinistrais (NNW-SSE) coincidem com a família
3, enquanto as falhas destrais oblíquas (NE-SW) coincidem com a família 1. As falhas de direção
ENE-WSW têm orientação condizente com as juntas da família 4 (figura 27).
Figura 24: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para as falhas e fraturas
com mesma direção.
.
38
Figura 25: Projeção estereográfica do tipo Schimdt-Lambert, hemisfério inferior, para as falhas encontradas
na área, de acordo com a sua classificação cinemática.
As falhas de direção NNW-SSE são classificadas quase que em sua totalidade como
normais sinistrais, entretanto foi constatada movimentação destral oblíqua em uma delas, de
acordo com a geometria dos ressaltos no plano de falha. Segundo Petit (1987), o deslocamento
atribuído a uma falha devido à rugosidade em seu plano pode não ser sempre aquela
convencionalmente adotada, isto é, cujo sentido de movimento é atribuído com base somente no
contato das mãos com a superfície que contém os ressaltos.
Para que essa interpretação seja feita é necessário à identificação de fraturas que
interceptem o plano de falha, entretanto essas estruturas, em alguns casos, somente podem ser
reconhecidas em escala microscópica. Caso elas sejam identificadas nos afloramentos, torna-se
indispensável a observação tridimensional do plano de falha para a caracterização do movimento.
Adicionalmente, a determinação de paleotensores e feições compatíveis com o sistema de
cisalhamento proposto por Riedel (1929) apud Petit (1987) são fundamentais para viabilizar o
modelo de critérios cinemáticos para a análise de ressaltos (Petit, 1987).
Os movimentos distintos entrem essas falhas de mesma direção poderia ser explicado por
uma reativação das estruturas. Um evento neotectônico de cinemática diferenciada das falhas
pretéritas.
Falha normal sinistral (Preto)
Falha normal destral (Vermelho)
Falha (Amarelo, verde e Azul)
39
5.2. Análise Dinâmica
A orientação dos paleotensores foi estimada com base nas falhas que possuíam
indicadores cinemáticos conclusivos. A determinação dos eixos P,B e T ao analisar as falhas
normais sinistrais, destrais oblíquas e destrais em um mesmo estereograma permitiu a proposição
dos seguintes paleotensores: σ1= 113/26, σ2= 290/64 e σ3= 023/01 (figuras 28). O posicionamento
do σ1 obtido é condizente com a formação das falhas normais destrais (NW-SE) que constituem
um sistema conjugado com as falhas NNW-SSE de cinemática normal sinistral (figuras 24,25, 29
e 30). Deve ser ressaltado que as falhas normais destrais são aproximadamente ortogonais à
direção de extensão (σ3) encontrada na determinação dos paleotensores.
Figura 26: Diagrama PBT indicando os paleotensores.
A orientação de σ1 para a formação do sistema conjugado (figura 30) deve ser utilizada
com parcimônia, considerando-se a ausência de indicadores cinemáticos conclusivos para as
falhas NW-SE com mergulho para NE, classificadas como normais destrais. Esse sistema
deformacional estaria condicionado à geração das falhas normais sinistrais no estágio inicial do
modelo tectônico proposto para a área (figura 31), devido aos parâmetros de temperatura
discutidos no item 5.1.1. Dessa forma, as demais falhas associadas ao modelo seriam formadas
após a cristalização do nefelina sienito.
40
Figura 27: Estereograma com os planos das falhas NNW-SSE e NW-SE.
Figura 28: Modelo esquemático sobre o desenvolvimento do sistema de falhas conjugadas e o nefelina
sienito.
S
41
As falhas normais sinistrais de direção NE-SW possuem paleotensores com
posicionamento diferente das demais estruturas, quais sejam: σ1= 360/49, σ2= 239/24 e σ3=
134/31 (figura 32). Provavelmente, a formação dessas estruturas não está relacionada ao sistema
discutido anteriormente. Nesse caso, um outro evento de deformação rútpil, mais jovem, deve ter
sido o responsável pela formação dessas estruturas.
Figura 29: Diagrama PBT para falhas normais sinistrais NE-SW.
5.3. Correlações com a formação do Alto estrutural de Cabo Frio
As bacias marginais do sudeste são caraterizadas por falhas de direções NE-SW, E-W e
NW-SE, correspondendo a zonas de transferência segundo Musling et al., (2001) apud Moriak
et al., (2004) denominado Cruzeiro do Sul (Souza et al., 1993 apud Moriak et al.,2004). Dentre
essas feições, a de direção NW-SE é caracterizada por se estender desde a região emersa, como
o alto do Parnaíba, separando as bacias do Paraná e São Francisco (Cordani et al,. 1984 apud
Moriak et al.,2004), e a Bacia de Santos que possui zonas de transferência com essa mesma
direção, que controlaram a tectônica do sal. Essas estruturas foram formadas no processo de
rifteamento, datados do Neojurássico ao Eocretáceo com clímax no intervalo Neojurássico-
Eocretáceo (Rabinowitz & LaBrecque, 1979; Müller et al., 1997 apud Moriak et al.,2004).
O Alto de Cabo Frio, feição que separa as Bacias de Santos e Campos, apresenta
episódios de vulcanismo com idade entre 45 e 55 Ma segundo Cordani, (1970), predominância de
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nefelina sienito e se encontra em uma região notadamente proximal a Bacia de Campos de
acordo com Mohriak et al., (1990).
As estruturas descritas em campo apresentam direções preferenciais NNW-SSE, NE-SW,
ENE-WSW e NW-SE e não possuem nenhuma característica que as corelacionariam com as
feições mais antigas. As atividades deformacionais analisadas nesse trabalho sugerem que as
falhas normais sinistrais (NNW-SSE) foram formadas no estágio tardio de cristalização do nefelina
sienito, enquanto as mais jovens, posteriormente a sua cristalização. Nesse período o processo
de rifteamento já havia terminado e o mar estava estabelecido, indicando que as falhas mapeadas
foram geradas por uma tectônica mais jovem que a fase rifte nas bacias sedimentares marginais
do sudeste.
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