Resumo de Geologia Estrutural I Teoria e Prática

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~ Resumo de Estrutural I Teoria – Vitória Azevedo ~
· Domínio de deformação dúctil onde ocorrem as zonas de cisalhamento e o domínio de deformação rúptil, onde ocorrem as falhas.
· Estrutura primária ou estratificação são feições geométricas e texturas, sendo estruturas geradas durante a formação de rochas, tanto sedimentar, como ígnea (plutônica e vulcânica). Exemplo: estratificação cruzada, marca de onda, bioturbação, foliação de fluxo magmático, estratificação cruzada, acamamento ígneo, etc.
· Estrutura secundária feições geométricas e texturais, são estruturas desenvolvidas durante a deformação crustal, encontradas em rochas sedimentar, ígnea ou metamórfica. Exemplo dobras, falhas, foliação, clivagens e lineações.
· Estrutura primária sedimentar formam-se durante a sedimentação, seja por tração suspensão, floculação ou precipitação. Estruturas primárias indicam o topo estratigráfico (facing) de uma sucessão sedimentar/vulcânica, ou seja, indicam o sentido de juventude da sucessão (youngin). 
– Estratificação/acamamento sedimentar (SS de sedimentar surface ou S0 de superfícies estrutural inicial) pode ser identificado por diferenças de composição litológica, de granulometria, forma e orientação de grãos e de organização interna do empacotamento. A estratificação sedimentar geralmente tem uma feição marcante e de fácil observação quando vista a distância. 
· Marcas de onda só ocorrem no topo das camadas. São bons indicadores para o topo estratigráfico. São produtos de ambiente deposicional, devido suas caracterizações e orientações é possível reconstituir as condições paleoambientais da época de sedimentação. Logo, numa região constituída por sucessões sedimentares/vulcânicas. 
· Classificação de estruturas primarias sedimentares
Acamamento, forma externa:
1. Camadas com mesma espessura, ou quase; camadas lateralmente uniformes em espessura, camadas continuas. São camadas tabulares estendidas.
2. Camadas com espessuras diferentes: camadas lateralmente uniformes em espessura. São camadas contínuas.
3. Camadas desiguais em espessura; camadas lateralmente variáveis em espessura. São camadas descontínuas.
4. Camadas desiguais em espessura; camadas lateralmente variáveis em espessura; camadas descontinuas. São camadas lenticulares.
· Marcas em planos de acamamento e irregularidades
1. Na base das camadas
– Estrutura de carga (load casts)
– Estrutura de corrente como arrasto de clasto (scour marks e tool marks)
– Marcas orgânicas (icnofosséis, bioturbação hypichnia)
2. Dentro das camadas
– Lineação de partição (parting lineation)
– Marcas orgânicas (icnofosséis, bioturbação endichnia)
3. No topo das camadas
– Marcas de onda
– Marcas de erosão
– Buracos e pequenas impressões (marcas de chuva e bolhas)
– Gretas de ressecamento
– Marcas orgânicas (icnofosséis: bioturbação epichnia)
· Acamamento deformado por processos contemporâneos
1. Estruturas de cargas (estruturas bale and pillow, marcas de carga)
2. Acamamento convoluto
3. Estrutura de deslizamento (slump structures, dobras, falhas, brechas)
4. Estruturas de injeção (diques clásticos)
5. Estruturas orgânicas (furos, etc)
· Acamamento, organização interna e estruturas
Internamente o acamamento pode ser:
1. Maciço (sem estruturas) é o termo usado para acamamento sem estruturas internas. Em muitos casos quando observados em raios X ou microscópio eletrônico, muitas rochas sedimentares maciças são sutilmente laminadas.
2. Laminado (laminação horizontal; laminação/estratificação cruzada) é o termo usado para estratos com lâminas internas de espessuras menores que 1cm. Pode ser horizontal (planar e, ondulada) ou cruzada. Laminação é uma feição comum em pelitos, arenitos com laminação horizontal constituem os chamados flagstones ou arenitos finos laminados.
3. Gradado/Gradação: termo usado para camadas que mostram variações granulométricas da base para o topo. 
– A gradação normal é quando há diminuição da granulometria para o topo. Forma-se pela deposição de partículas durante o decaimento da velocidade da corrente que as transportava. 
– A gradação inversa é quando aumenta a granulometria para o topo da sucessão. É produzida pela deposição de partículas por fluxos de detritos (debris flow). Em sedimentação por corrente de turbidez, a gradação normal é uma característica marcante. Uma sucessão vertical ideal completa contém desde brecha de intraclastos até argilitos (hemi) pelágicos, acompanhados por estruturas primarias compatíveis. São chamadas de ciclos, intervalos ou unidade de Bouma. São ótimos marcadores para o topo estratigráfico, camadas reviradas/invertidas terão estas estruturas também fora de suas posições originais.
4. Imbricado e outros arranjos, internos orientados.
5. Estruturas de crescimento (estromatólitos, etc) pode exibir um acamamento de crescimento, produzido por precipitação rítmica ou por organismos como estromatólitos.
· Estratificação cruzada (cross bedding): são classificados em dois grandes conjuntos:
1. Cruzada planar com bases paralelas e bases inclinadas (tangencial na base).
2. Cruzadas acanaladas com bases paralelas e bases curvas. Cruzadas acanaladas quando observadas numa seção perpendicular ao da paleocorrente, recebem o nome de festoon ou estratificação cruzada acanalada festonada.
	
· Marcas de onda (ripple marks) são mini dunas com comprimento de onda, geralmente menores que 50cm e amplitudes que não excedem de 3cm. Acima dessas dimensões passam a ser chamadas de dunas ou sandwaves. A estrutura interna comum é a laminação cruzada, sendo produzida pela migração de mini dunas. Marcas de onda são divididas em duas categorias: 
– Marcas de ondas oscilatórias (oscillation ripple ou wave ripple) são produzidas por correntes bidirecionais que geram ondas simétricas. Em geral a orientação da crista da marca de onda é simétrica, sendo aproximadamente paralela à linha de costa. Portanto em rochas antigas as orientações dessas cristas refletem a orientação da panelinha da costa da época da sedimentação.
– Marcas de onda de corrente (current ripple) são produzidas por correntes unidirecionais que geram marcas de onda assimétricas. As orientações perpendiculares as cristas indicam a direção da corrente cujo sentido é o da assimetria.
Dunas, estratificações cruzadas e marcas de onda assimétricas são ótimas estruturas primárias na determinação de paleocorrentes, pois são formadas por correntes unidirecionais, bem como na determinação do topo estratigráfico.
· Estruturas deposicionais de areias, arenitos e dunas: estratificação cruzadas e marcas de onda. – São estruturas primárias que tem o mesmo mecanismo de formação – as partículas são transportadas por tração ou saltação, e encontrando uma barreira qualquer, constroem uma rampa ou ondulação assimétrica (ripple) na direção da corrente que podem se transformar numa duna eólica de dezenas de metros de altura ou numa marca de onda assimétrica centimétrica.
– Dunas quando são litificadas são chamadas de estratificação cruzada. Quando tem alturas (amplitudes) menores que 5cm são denominadas como marcas de onda. Conforme a escala da estrutura formada (comprimento de onda e amplitude) são chamadas de dunas (sandwaves), estratificação cruzada de grande, médio e pequeno porte e marcas de onda.
· Estruturas produzidas por erosão são valiosos indicadores de topo estratigráfico e direção de paleocorrente. São importantes feições primárias tanto para análise estrutural quanto paleográfica, bem como para uma visão de processos atuantes durante a acumulação. São divididos em 3 grandes categorias:
1. Marca de sola, na base de camadas de granulação mais grossa numa sucessão intercalada.
2. Pequenas estruturas, como as que ocorrem em superfícies sedimentares modernas ou na superfície de acamamento de estratos antigos exemplo marcas de chuva, rill marks.
3. Grandes estruturas normalmente reconhecidas em seções verticais de sedimentos antigos, exemplo canais submarinos/fluviais e marcas de escorregamento.
· Marcas de sola (sole mark) é um termo utilizado para um grupovariado de estruturas encontradas como moldes na base de camadas de granulação grossa, são geralmente arenito, mas também podendo ser calcário e conglomerado. 
– As marcas de sola resultam da erosão de sedimentos coesivos e de granulação fina (pelitos), pela passagem de um fluxo de sedimentos de granulação grossa e não coesivos (arenitos). 
– O sedimento fino erodido é levado em suspensão pela correte formando-se uma depressão preenchida por areia durante o processo deposicional. Posteriormente sofre soterramento e litificação, preservando a estrutura formada. 
– Estruturas observadas são impressões negativas de relevos produzidos pela erosão. 
– Marcas de sola são produtos de ambiente de sedimentação esporádica. Esse tipo de sedimentação é representado pelas correntes de turbidez, tanto que marcas de sola eram consideradas como diagnósticas para caracterização de sucessões turbidíticas, onde realmente são bastante comuns.
– Entretanto, depósitos de tempestade (ressaca) em ambientes do mar raso, de leque aluvial (sheet flood) em regiões semiáridas e de canais de rompimento em planície de inundação (revasse surges) todos eles têm condições de gerar marca de sola. 
– As marcas de sola são divididas em dois tipos, de acordo com a estrutura gerada: 
1. Escavação turbulenta (turbulent scour) é denominada de marcas de escavação e Preenchimento (scour marks).
2. Geradas por objetos movendo-se na corrente, as denominadas marcas de objetos (tool marks). Exemplos são aquelas que ocorrem em sucessões turbidíticas em planícies de inundação de rios e planícies de mare em zonas sismicamente inativas.
· Principais tipos de marcas de sola
	
Escavação e preenchimento (scour marks)
	Marcas de obstáculos (obstacle scour)
	
	
	Turboglifo (flute cast)
	
	
	Escavações transversais e longitudinais (transverse e longitudinal scours)
	
	
	Calha (gutter cast)
	
	
Marcas de objetos (tool marks)
	Contínua 
	Perfil brusco e irregular 
	Sulcos (grooves)
	
	
	Suave e crenulado 
	Chevron 
	
	Descontínua 
	Simples
	Marca de impacto (prod marks) e marca de ricochete (bounce marks)
	
	
	Repetida 
	Marca de saltação (skip marks) 
· Boudinage é o processo pela qual uma camada competente (mais resistente a deformação) se deforma, quando sofre estiramento paralelo ao aleitamento. 
– Numa sucessão de camadas competentes e incompetentes (menos resistente a deformação) intercaladas, submetidas à extensão paralela do acamamento, as camadas competentes são preferencialmente estiradas e adelgadas até atingir a ruptura, fraturando-se então. 
– A camada competente fragmenta-se em blocos isolados (boudings) pela camada incompetente que flui para as chamadas zonas de neck (pescoço), entre os fragmentos. 
– Boudinage é um processo tanto primário (deformação sin-deposicional) quanto secundário (deformação tectônica).
· Distúrbios que afetam várias camadas
1. Dobras de escorregamento (slump folding) são unidades sedimentares com dobras atribuídas a deformação por escorregamento, são comuns em sucessões interestratificadas onde predominam sedimentos pelíticos. Diferentemente de estratificações cruzadas dobradas, onde a deformação ocorre somente numa camada, a deformação gerada por escorregamento sin-sedimentar afeta várias camadas simultaneamente gerando dobras em escalas variadas, desde centimétricas a quilométricas.
2. Marca de onda se desenvolve no topo da camada, mede a direção da crista (que pode ser reta ou sinuosa) e sentido do fluxo. Pode ser:
2.1. Simétrica direção do movimento que ocorre o transporte. 
2.2. Assimétrica é possível ver o sentido que era.
3. Um plano inclinado significa que sofreu deformação, nunca ocorre plano inclinado de forma normal.
4. Acamamento convoluto material bem enxarcado, já depositado, quando formado podem deslizar gerando dobra. Mas não tem nada a ver com deformação tectônica.
5. Estrutura de carga sedimento, em que a carga de cima se move para a camada de baixo.
· Quando sofrem deformação as estruturas primárias são apagadas, a única que permanece é o acamamento sedimentar.
· Estruturas produzidas por deformação e distúrbio sedimentares qualquer sedimento pode ser perturbado após sua deposição, porém em areias e material de granulação mais fina, é onde os distúrbios são mais frequentes. Muitas estruturas deformacionais sin-sedimentares são valiosos indicadores de topo estratigráfico, além de contar sobre as condições dentro e na superfície dos sedimentos após a deposição.
· Feições visíveis na superfície de acamamento
1. Marcas de carga/sobrecarga (load casts) e estruturas de chama (flame structures) são feições que ocorrem comumente em sucessões de arenito-argilito intercalados (turbiditos) nas bases das camadas de arenito. 
– Sendo considerados como um tipo de marca de sola. Essas marcas formam lobos de vários tamanhos, sendo mais arredondados que irregulares, que se distribuem por toda a superfície da base da camada de arenito. 
– Os espaços entre os lobos arenosos são ocupados pelo argilito inferior, que é empurrado para dentro do arenito superior em formas de chama de fogo ou pluma. 
– Dessa forma, estruturas de chama são acompanhantes inevitáveis de marcas de carga. 
– Em alguns casos, os lobos desprendem-se da camada de arenito tornando-se bolotas isoladas ou pseudonódulos de arenito boiando em uma matriz argílitica. 
2. Gretas de ressecamento (desiccation mudcracks=gretas de dissecamento em argilas) são comuns em fundos de poças de d’água secas, lagos e playas, planícies de inundação de rios e áreas de intramaré e supramaré, onde ocorrem como fissuras abertas ou parcialmente preenchidas por outros sedimentos. 
– Gretas são formadas pela concentração de argilas de sedimentos lamosos durante o ressecamento, produzindo um campo de stress tensional e horizontal e isotrópico, que diminui a partir da superfície para o interior do sedimento. Formam desenhos poligonais, geralmente hexagonais, embora muitos sejam quadrados ou triângulos. Em planta, estão lado a lada e em corte vertical, afilam-se para o interior do sedimento.
– Em rochas ocorrem na superfície de acamamento de intercalações arenito-argilito e menos comum em sucessões carbonáticas de estratificação delgada. 
– Nas sucessões arenito-argilito, as gretas de ressecamento ocorrem no topo de camadas de argilitos e estão preenchidas por arenito. 
3. Gretas de sinérese (sub-aqueous shrinkage cracks ou gretas de concentração subaquáticas) ocorrem em sucessões de argilitos intercalados com arenitos e também em sedimentos carbonáticos ricos em argila, com acamamentos delgados. 
– Em planta, forma feições de relevo positivo (alto relevo) no topo de camadas lamosas e em seção vertical atravessam essas camadas afilando-se para seu interior. 
– Gretas de concentração subaquáticas resultam da expulsão da água intersticial contida em argilas originalmente bastante porosas, devido a uma reorganização produzida por floculação e/ou aumento de salinidade do meio. A esses processos dá-se o nome de sinérese, essas gretas podem ser confundidas com gretas de ressecamento, diques clásticos e mais comumente, com traços fosseis, particularmente em rochas pré-cambrianas. 
4. Impressões de pingos de chuva superfícies de acamamento de pelitos e arenitos antigos e modernos mostram um padrão de pequenos buracos rasos, associados com gretas de ressecamento. 
– São marcas de pingos de chuvas, onde os buracos podem estar bastante separados ou cobrir completamente a superfície de acamamento, são circulares, raramente elípticos e entre 1cm a pouco mais que alguns milímetros diâmetros. 
– Possui forma de cratera e podem ser confundidos com traço fóssil ou marcas de escape de bolhas de gás.
5. Distúrbios em camadas individuais são estruturas observadas em seções verticais, embora algumas tenham expressão em planta. Inclui aquelas produzidas pela deformação de laminação/acamamento deposicionais primários, bem como novas estruturas desenvolvidas por atividades pós-deposicionais.
6. Dobramento recumbente de camadas frontais (foresets) de estratificação cruzadasão deformações nas camadas frontais de estratificações cruzadas variam desde um aumento na sua inclinação (oversteepned cross bedding) até sua completa inversão (overturning cross bedding) formando dobras recumbentes. 
– Essa deformação está ligada a processos de liquefação associado a tensões cisalhantes atuantes na superfície de acamamento e na mesma direção da corrente que produziu a estratificação cruzada. 
– Num arenito muito embebido em água, com pouca coesão de seus grãos, a estrutura ao se formar é posteriormente deformada por forças cisalhantes induzidas pela própria corrente que a originou. Desta maneira, somente essa camada apresentará dobramento.
7. Acamamento/laminação convoluta a estrutura envolve dobramento do acamamento/ laminação em dobras em forma de cúspide, com charneira de antiformais bem acentuados e de sinformais mais suaves. 
– Os termos acamamento e laminação são usados conforme as espessuras dos estratos envolvidos. – Estruturas convolutas estão relacionadas à deformação plástica de sedimento parcialmente liquefeitos, logo após a sua deposição.
· Tectônica aborda processos externos (processos externos ao volume da rocha em questão) e geralmente regionais que produzem um dado conjunto característico de estruturas. 
– Sendo a ciência que estuda a deformação das rochas que a compõem, a crosta terrestre e as forças que produzem tais deformações, aborda processos de dobramento e falhamento associados com a formação de montanhas (orogênese), processos de movimentação crustal em larga escala, além de processos ígneos e metamórficos.
· Aquisição de dados estruturais são representados através de mapas, seções geológicas, projeções estereográficas, diagramas de Roseta, modelos tridimensionais (dados de campo e/ou geofísicos). Podem ocorrer de dois modos:
1. Direta observação de campo. É fonte de informação direta e mais importante sobre como as rochas se deformaram. Equipamentos utilizados: bússola, lupa martelo e caderneta.
2. Indireto 
– Método de sensoriamento remoto sendo o exame indireto das estruturas geológicas, incluindo dados de satélite e levantamento sísmicos. 
– Experimentos em laboratórios pode ser considerada uma fonte sobre comportamento dos materiais e como as diversas condicionantes físicas se relacionam com a deformação. 
– Modelos numéricos simulações em computadores permite avaliar vários parâmetros e propriedades que influenciam na deformação.
· Base para compilação de dados
– Mapa topográfico 
– Foto aérea 
– Sistema de informação geográfica (Sig ou Gis)
– Modelo digital de elevação (MDE ou DEM)
– Imagens de satélites (Google Earth)
“Os conjuntos numéricos, experimentais e de sensoriamento remoto são importantes, mas sempre devem ser baseados nas observações de campo”. (Fossen, 2012)
· Análise estrutural
1. Análise geométrica faz a abordagem descritiva clássica da geologia estrutural, na qual se faz a descrição e classificação dos elementos estruturais. Através da forma, orientação geográfica (medição de altitude), dimensões, relação geométrica entre estruturas: principal e de menor escala, cronologia relativa, superposições e reativações, elaboração de esquemas evolutivos.
2. Análise cinemática Kinema (grego) = movimento. É referente ao modo de como as partículas das rochas se movem durante a deformação (strain). Possibilita quantificar a deformação ou o movimento resultante da deformação cumulativas de falhas em uma região. É possível saber como era o corpo rochoso antes da deformação. 
– Análise de deformação finita é referente as mudanças na forma de um objetivo, do estágio inicial até o resultado final da deformação.
– Análise de deformação incremental é referente a um momento da história deformacional, sendo descrita por meio de uma sequência de incrementos e deformação. Envolve a: avaliação de indicadores cinemáticos para a identificação de sentido de movimento associado a um evento deformacional. Estimativa de deslocamentos e a elaboração de elipsoides de deformação (encurtamento e extensão).
3. Análise dinâmica é o estudo de força (stress) que causa o movimento das partículas. Análise petrológica refere-se ao estudo de modo como um material (rocha) se deforma mediante um esforço aplicado. Análise mecânica refere-se ao estudo de como um material (rocha) quebra ou fratura mediante um esforço aplicado.
– Conjunto de estruturas
– Modelos de Anderson e Riedel
– Métodos de análise de paleocorrentes
– Critérios de Coulomb e Von Mises
4. Análise tectônica envolve as análises geométricas, cinemática e dinâmica para uma avaliação estrutural em escalas regionais, de uma bacia sedimentar ou cinturão orogenético. Envolve os elementos adicionais de sedimentologia, paleontologia, petrologia, geofísica e outras áreas das geociências. Não é só deformação, envolve desde a formação de montanhas, intrusão de corpos ígneos, movimentação crustal etc.
5. Análise microtectônica ou microestrutural estuda as estruturas e texturas visíveis ao microscópio. Avalia como ocorre a deformação entre grãos e na estrutura interna destes. Analisa a deformação dentro da estrutura do mineral.
· Estruturas geológicas são representadas por dobras, falhas, fraturas, xistosidade e acamamento das rochas sedimentares e provocam zonas de fraqueza ou ruptura.
· Conceitos
~ Comportamento mecânico ~
Stress causa strain.
Força que causa deformação.
· Strain é a deformação que um corpo sofre gerando modificações em sua forma, volume, posição espacial e/ou orientação. Pode ser:
– Deformação homogênea é a deformação idêntica aplicada em todo o volume da rocha. O deslocamento, intensidade da deformação é igual ao longo de todo o corpo rochoso observado.
– Deformação heterogênea ocorre deformação interna e mudança de volume/área, não é constante em todo o corpo rochoso. Há partes com intensidades, deformação e orientação das estruturas são diferentes numa parte e na outra parte do corpo.
· Elipsoíde de deformação (strain) forma de representar visualmente a deformação de um corpo rochoso (rocha/mineral) que era circular e depois foi deformado. São ortogonais entre si, ângulo de 90°. Três direções, três eixos = tridimensional. 
Eixo X = maior estiramento/alongamento 
Eixo Y = intermediário 
Eixo Z = maior encurtamento 
· No caso de dobramentos o strain é materializado das seguintes maneiras
1.Flexão quando há um encurtamento no interior da camada competente, os esforços produzem uma instabilidade que dá lugar a uma flambagem esforços produzem uma instabilidade que dá lugar a uma flambagem (buckling). 
– A flambagem do banco é a ação elástica responsável por uma ondulação do banco competente, gerando uma dobra paralela (isópaca ou flexural). Os estratos podem apresentar-se desarmônicos pois, as dobras isópacas tendem a ser concêntricas. 
– As dobras por flambagem podem gerar fraturas de tensão no arco externo que são preenchidos por minerais, boudins, dobras de arrasto, estrias de atrito, micro dobras e falhas (inversas no núcleo da dobra) e xistosidade.
2. Cisalhamento (shear folds, dobras passivas, slip folds) podem ser chamadas de dobras similares (Classe 2 de Ramsay). Formam-se em zonas profundas da crosta, onde as rochas estão em estado dúctil ou dúctil-rúptil. 
– Podem se formar por meio de processos de cisalhamento simples, cuja deformação é progressiva, heterogênea ou homogênea. 
– A superfície ou o plano axial é sempre paralelo ao plano de cisalhamento. 
3. Achatamento (flattening) teoricamente uma barra pode dobrar até 36% pelo processo de flambagem. Após atingir esse valor ocorre achatamento, no qual há adelgaçamento nos flancos da dobra e espessamento na zona apical, ou seja, há um fluxo plástico do material dos flancos da dobra para o ápice da mesma.
4. Fluxo ocorre em condições de metamorfismo muito elevado, estando a rocha num estado extremamente plástico (quase fusão). 
– Esse processo normalmente causa dobras muito irregulares com as seguintes características: (a) inconstância do eixo; (b) padrão geométrico extremamente irregular e (c) características típicas de altograu metamórfico.
· Extensão axial simétrica
– Estiramento em uma das direções
– Igual encurtamento nas outras duas direções
– X > Y = Z
– Elipsóide prolato
– Predominância do processo de estiramento com formação de estruturas lineares = formas de charuto.Elipsóide prolato
· Encurtamento axial simétrico Elipsóide oblato
– Encurtamento em uma das direções
– Igual estiramento nas outras duas direções
– X = Y > Z
– Elipsóide oblato
– Predominância do processo de achatamento com formação de estruturas planares = formas de panquecas 
· Deformação plana
– Estiramento de uma das direções
– Encurtamento em outra direçãoElipsóide de deformação plana
– Terceira direção não apresenta modificações
– X > Y = 1 > Z
· Deformação trixial
– Elipsóide triaxial, onde os três eixos mostram diferentes dimensões
– A deformação ocorre ao longo do pleno que contém os eixos Z e X e é perpendicular ao eixo Y
– Estiramento ou encurtamento em cada uma das 3 principais direções
– Elipsóide triaxial: X > Y > ZElipsóide triaxial
· Diagrama de Flinn mostra os diferentes estados da deformação finita e suas reações com os principais eixos do elipsóide de deformação.
O eixo das abcissas do diagrama representa a razão entre o eixo intermediário e o exido menor do elipsóide de deformação (Y/Z = λ2/ λ3).
O número K é definido por:
K = a - 1/b - 1, onde a = X/Y e b = Y/Z
O diagrama de Flinn é dividido em vários campos em função dos valores assumidos por K:
K = 0 → todos os elipsóides são oblatos (formas de panquecas)
0 > K > 1 → o elipsóide de deformação é oblato e a deformação é do tipo achatamento.
α > K > 1 → o elipsóide é prolato e a deformação é do tipo estiramento
K = α → os elipsóides de deformação são uniaxiais, prolatos, formas de charutos.
· Componentes de deformação os movimentos ao longo dos planos de falhas podem ser: translacionais (t) ou rotacionais (r), dependendo do fato de que as linhas retas situadas nos blocos opostos da superfície de falha e que eram paralelas antes do falhamento conservem (t) ou não conservem (r) esse paralelismo depois do falhamento. 
Na natureza por via de regra, todas as falhas possuem os dois movimentos combinados. Se o movimento racional for muito pequeno ele pode ser desprezado por comparação com o translacional.
1. Translação* desloca todas as partículas da rocha (de uma posição para a outra, ponto A para ponto B) na mesma direção e por uma mesma distância sem mudar a forma ou orientação. Não usa elipsoídes, pois não tem mudanças no corpo rochoso.
2. Rotação* é um sistema usado em referência, ocorre a rotação do corpo rochoso por inteiro. Ocorre mudança na orientação do corpo da rocha. Usado em referência da rotação rígida do volume inteiro da rocha deformada. Envolve rotação física uniforme do volume da rocha. 
* Observa o corpo rochoso como um todo.
· Cisalhamento é a deformação interna, que está associada a recristalização dos minerais, diminui o tamanho dos grãos. 
– É o reflexo da deformação que ocorre na estrutura interna da rocha que reflete na estrutura externa. Em ambiente dúctil.
1. Cisalhamento puro (pure shear) uma direção de maior estiramento. Possui uma direção de maior compressão/ achatamento/encurtamento. Muda a forma só com estiramento e achatamento. Irrotacional, coaxial e com esforços perpendiculares a área do corpo.
2. Cisalhamento simples (simple shear) sofre rotação interna. Deslocamento lateral dos limites. Ocorre encurtamento e achatamento. Não coaxial e com esforços paralelos a área do corpo.
· Deformação interna qualquer mudança interna na forma de um corpo rochoso. Pode ocorrer onde muda a forma, altera ou não altera o volume. 
– Reflete na forma externa do corpo rochoso mudanças da posição de partículas da rocha em uma em relação a outra. 
Muda a forma da rocha. 
– Ocorre dentro do corpo rochoso, tendo uma variação da estrutura interna. Se era circular depois vira elíptica. 
· Deformação trixial
· Deformações das rochas ocorre quando qualquer variação da forma e/ou de volume quando sujeita à ação de pressões, tensões, variações de temperatura, etc. Podem ser elásticas, plásticas ou por ruptura (ou fratura). Normalmente, as variações de temperatura causam deformação elástica e as dobras, falhas, fraturas causam deformações plásticas e de ruptura.
· Zonas de plasticidade e de fratura
– Plasticidade mudança gradual na forma e na estrutura interna de uma rocha efetuada por reajuste químico e por fraturas microscópicas, enquanto a rocha permanece rígida (não produz fusão).
– Zona de plasticidade a grande profundidade, dando origem às dobras, estruturas gnáissicas, xistosas, etc.
– Zona de fratura próxima à superfície, produzindo fraturas, falhas e fendas. 
· Variação volumétrica alteração do volume de um corpo rochoso e colhendo o expandindo. Pode ocorrer ou não, sem alterar a forma (pressão confinante) ou alterar a forma. 
· Stress significa tensão/esforço, que tem por medida força/área (N/M2). 
– A tensão ou esforço é a força aplicada em uma área, necessária para produzir de deformação (strain). Elipsoide de esforço (stress) força aplicada na rocha em todos os lados ou direções = compressão. 
– Comprime a rocha se a intensidade da força for igual em todas as direções, é a pressão litoestática, ocorre numa área tectonicamente estável não sofre transporte nem rotação diminui/muda o volume, fica mais compactado, a forma não muda. Quando a menor força aplicada= estiramento. 
– Esforço tensional achata numa direção e estira em outra. Possui uma direção preferencial a força aplicada sobre a rocha pode ser maior que outra força. Ocorre deformação interna, translação, rotação, muda a forma do corpo, pode mudar o volume também. 
· Os esforços que deformam a crosta são distensivo (um se move em direção ao outro), compressivo (ambos em direções opostas) e cisalhamento (se movem um em relação ao outro).
– Esforço normal vetor de esforço orientado perpendicularmente a uma superfície ou ao plano. 
– Esforço de cisalhamento onde o vetor de esforço é orientado paralelamente a uma superfície, ou a um plano. 
· Os três grandes sistemas estruturais são os sistemas distensivo/extensional, compressivo e o direcional os sistemas estruturais são também consequência dos movimentos das placas litosféricas que são responsáveis pela geração de três sistemas de esforços distintos. 
1. Sistema distensivo/extensional (divergente)
1.1. Feições falhas normais, boudinagem, adelgaçamento crustal e formação da maioria das bacias.
Sistemas de falhas conjugadas e a orientação dos eixos de esforços relacionados ao sistema distensivo.
1.2. Falhas individuais no sistema distensivo: falhas normais (gravitacionais) incluem as retas e as listrícas.
1.3. Associações de falhas no sistema distensivo (escala regional)
– Grabens simétricos
– Meio-graben ou hemi-graben (graben assimétricos)
– Duplex distensivo: as falhas vão se propagando no primeiro detachment até o sistema não suportar mais outro sistema “falhas x detachment” ser instalado para incorporar a distensão que continua.
– Sistema de graben em dominó, é um importante mecanismo de formação de discordâncias nas bacias sedimentares.
– Quatro estágios de desenvolvimento.
1.4. Falhas transferentes (ou falhas de transferência) as falhas transferentes truncam as falhas normais e se instalam nos movimentos finais (ou tardios) do processo de estiramento. Quando as falhas normais já tiverem esgotado suas rotações e continuando o processo distensivo, as falhas T (transferentes) se instalarão.
Esquema de formação do sistema de falhas em dominó, associado ao sistema distensivo.
Esquema de falhas de transferência (a) formada a partir da movimentação de uma falha principal (b).
2. Sistema compressivo 
2. 1. Feições falhas inversas, dobras, espessamento crustal e responsável pelas inversões das bacias.
Sistemas de falhas conjugadas e a orientação dos eixos de esforços relacionados ao sistema compressivo.
2. 2. Elementos geométricos básicos do sistema
– Esforços convergentes
– Falhas individuaisdo tipo inverso
– Sigma/σ1 e sigma/σ2 são horizontais 
– Sigma/σ3 é vertical
2. 3. Sistema direcional 
– Feições componentes compressivas e distensivas (geometria), falhas de rejeito direcional, dextral ou sinistral (movimento).
Sistemas de falhas conjugadas e a orientação dos eixos de esforços relacionados ao sistema direcional.
· Tipos de bacias (associação com os regimes de esforços)
– Bacias transpressivas relacionadas a transcorrência + compressão 
– Bacias transtensivas relacionadas a transcorrência + extensão 
· Movimentos direcionais e a formação dos diversos tipos de bacias
– Elementos do sistema
1. Falha direcional com suas subdivisões
2. Terminações como “splay faults” (falhas ramificadas)
3. Arqueamento a) para a direita e b) para a esquerda
4. Descontinuidade da direção da falha, transferindo o movimento para uma outra falha lateral, sem os arqueamentos de 3.
– Bacias formadas por esse processo
1. Bacia em meio-graben
2. Bacia em flor negativa
3. Bacia em flor positiva
4. Bacia pull apart
5. Bacia push up
– Inversão de bacias é o processo de deformação do preenchimento sedimentar (ou vulcano-sedimentar) de uma bacia, pela inversão no sentido da movimentação. O sistema passa de distensivo para compressivo. 
· Reativação das falhas depende da relação geométrica entre a posição dos eixos de inversão, a direção da falha e o ângulo de mergulho desta. É impossivél reativar falhas de alto ângulo com eixos de inversão frontais.
Esquema de inversão de falhas retas de alto ângulo.
– Do coeficiente de fricção (atrito) entre os blocos que se opõem no plano de falha.
– Do conteúdo de fluídos presentes, que servirão de lubrificantes.
2. Estruturas geradas pela inversão 
– Falhas lístricas são mais facilmente reativavéis, em funçao de baixo ângulo.
– Nos sistemas em dominó a inversão não reativará as falhas normais, em função de serem de alto ângulo e retas. Se formará um detachment que tangenciará os pontos do dominó (de baixo ângulo), deixando uma área não deformada na frente dos blocos – dos degraus.
– Um degrau pode se comportar como uma rampa frontal, servindo de anteparo para a compressão que desenvolverá as “back thrusts”.
· Se numa direção tem maior estiramento e outra de encurtamento, a força aqui aplicada foi maior, para ela encurtar/achatar, na direção de maior estiramento, a força foi compressiva também, porém de intensidade menor. 
· No interior da crosta, as forças são compressivas. 
· Reologia é o estudo das propriedades mecânicas de materiais sólidos, fluidos e gases. 
· Resistência (strengh) quantidade de esforço que uma rocha pode suportar antes de se romper. 
– Termo quantitativo, que pode ser medido em laboratório a resistência da rocha. 
– É a resistência de um material/rocha antes que se quebre. 
· Competência (competency) é a resistência que camadas ou objetos impõem ao fluxo (dúctil). 
– Esses termos são relativos e implicam em maior ou menor rigidez, mobilidade ou plasticidade. – Dobras de maior amplitude caracterizam litotipos mais competentes.
– Maior plasticidade (menor competência) gera dobras com charneiras arredondadas enquanto maior competência gera charneiras mais angulosas.
– Pode ser classificada de dois tipos:
1. Rochas competentes são aquelas que se deformam sem se romper e transmitem os esforços recebidos, tais como os folhelhos e calcários. 
– Termo qualitativo e relativo, usada de forma comparativa entre camadas vizinhas ou a matriz. – Uma camada competente é mais rígida (ou mais viscosa) que as camadas menos competentes. – Uma rocha mais competente (mais rígida) é menos resistente devido não aguentar muito uma deformação dúctil, não sofre tanta recristalização interna, difícil de dobrar e se tiver muita força sobre ela, acaba quebrando devido ser rígida. Exemplo: quartzitos, silexitos e calcários.
2. Rochas incompetentes são relacionadas a deformação concomitante, com absorção de esforços em curta distância. 
– Uma rocha menos competente é mais resistente devido sofrer mais recristalização interna, dobra, estira e achata com mais facilidade, se adapta a uma força aplicada, não quebra. 
– Comportam-se plasticamente diante da deformação. 
· Tensão forças externas atuam sobre um corpo. 
· Deformação é tudo aquilo que causa mudança na posição, orientação, forma e/ou volume originais de corpos rochosos. Há deformação que só muda a forma ou a orientação. (Davis, 1984). 
– Para que haja deformação é necessário que tenha alguma atividade tectônica (algum tipo de esforço). 
– Sendo uma mudança de forma do corpo rochosos devido a tensões. 
– Rochas sofrem deformação elástica, seguida da plástica e por último frágil/rúptil. Se a tensão aumenta o corpo irá fraturar (rúptil). 
– Sendo a temperatura que vai decidir se uma rocha vai deformar de forma dúctil ou rúptil quando aplicadas forças sobre as mesmas.
1. Deformação elástica (Elastic Deformation) se deforma temporariamente onde a rocha estica, voltando a forma original/inicial.
2. Deformação dúctil ou plástica (Ductill Deformation) ocorre mudanças de pressão e temperatura (mais elevada) devido à presença de fluído e recristaliza minerais mudando a forma dos minerais, consequentemente a forma da rocha que vai dobrar, estirar, sofre uma deformação de lineação, foliação, e em algumas rochas elas podem acabar fraturando. 
– Níveis profundos = nível da crosta que sofre deformação.
– No ambiente dúctil a rocha recristaliza. Sendo permanentemente deformado, porém não se rompe e nem volta ao seu estado inicial.
3. Deformação rúptil ou frágil (Brittle Deformation) ocorre próximo da superfície, no raso da crosta. 
– No ambiente rúptil a rocha quebra, fragmenta, fratura, tudo isso em baixa profundidade. 
– Sendo uma deformação permanente onde a rocha não volta ao seu estado original. 
· Ambiente rúptil e dúctil 
– Ambiente rúptil – dúcteis ambientes da ruptura da terra, da crosta, manto superior, é um ambiente transacional = ao campo deformação o rúptil dúctil. 
– Não é porque está no ambiente rúptil que toda a rocha vai quebrar, pode ter deformação dúctil, é menos comum, mas pode ocorrer. O mesmo vale para o ambiente dúctil, e algumas rochas neste ambiente pode quebrar/romper, pois rochas tem competências diferentes. 
– Comportamento mecânico das rochas em profundidade é rúptil.
· Quando uma rocha é deformada seus minerais se rotacionam.
· Forças que deformam a crosta nos níveis mais baixos da crosta, a temperatura é mais elevada, a crosta é submetida a deformação dúctil.
– Força compressiva leva a compressão e encurtamento da crosta. Leva a formação de dobras.
– Força distensiva estiram e esticam a crosta. Afina e leva ao estiramento de rochas.
– Força de cisalhamento empurram duas partes da crosta em direções opostas. Leva a formação de zonas de cisalhamento.
· Condicionantes* afeta como a rocha vai se deformar, de forma rúptil ou dúctil.
* Na natureza as condicionantes ocorrem juntas. 
1. Temperatura o aumento de temperatura reduz o limite da velocidade. Reduz a resistência final da rocha. 
Facilita a deformação, tornando os minerais mais dúcteis (fluido, menos viscoso) principalmente quando a pressão confinante e a temperatura somam seus efeitos. 
– Os limites da resistência, o esforço máximo e o limite da elasticidade, diminuem com aumento de temperatura, significa que a mesma deformação é causada por esforços, tanto os menores, quanto maior for a temperatura ela age. 
– Quanto maior for a temperatura, age contrariamente em relação a pressão confinante. 
– Quanto mais fundo na crosta, pressão e temperatura aumentam, logo mineral/rocha fica mais fluída e menos viscosa. 
2. Taxa de deformação (strain rate) é a velocidade com que o objeto/rocha muda de forma ou dimensão. Taxa de elongação/contração e taxa deformação por cisalhamento. 
– Na natureza a taxa de deformação ocorre lentamente e com pausas (fenômeno comum na natureza através de acréscimos infinitesimais. 
– Quanto maior o tempo de aplicação do esforço, mais dúctil será a deformação. 
Taxa de deformaçãogeológica: 10−14 e 10−15 S−1 (~3 ~ 30M.a). 
Taxa de deformação em laboratório: ~10−7 S−1 (~100 dias). 
– A taxa de deformação não é constante ao longo do tempo. 
– A velocidade dá qual o esforço está sendo aplicado sobre ela. 
– Taxa de deformação rápida, muita força sobre a rocha, favorece a deformação rúptil (quebra). – Taxa de deformação lenta favorece a formação dúctil. 
3. Presença de fluído a maior presença de fluídos tende a enfraquecer a rocha reduzindo o limite de elasticidade e aumentando os processos de deformação plástica. 
– O limite de plasticidade, o limite resistência e o esforço máximo, diminuem com a presença das soluções (uma mesma deformação exige um esforço menor se a rocha portar soluções). 
– Quanto mais fundo na crosta, mais fluído tende a diminuir. A presença de fluído deforma, quebra e fratura mais facilmente. 
– Favorece reações metamórficas na rocha. 
4. Pressão confinante/PC o aumento da pressão confinante favorece os mecanismos de deformação plástica em cristais, dificultando a abertura de fraturas/faturamento. 
– Materiais rígidos tornam-se mais dúctil quanto maior a pressão confinante (PC). 
– Os limites de elasticidade, resistência e esforço máximo se eleva com aumento da PC, isso significa que quanto maior a profundidade, maior é o esforço necessário para produzir a mesma deformação. 
– A PC aumenta com a profundidade no interior da Terra, fazendo com que a rocha acumule mais deformação finita, dificulta que a rocha se rompa.
5. Anisotropia Estrutural onde corpos de prova cortados paralelamente (menor força para deformar) e perpendicularmente (mais força para deformar) a xistosidade, mostram comportamentos diferentes (a orientação da entropia estrutural influi na deformação). 
– Tem orientação/direção preferencial, devido as estruturas presentes na rocha, serem planar ou linear, como por exemplo gnaisse.
6. Composição/Heterogeneidade Litológica é a diferença de composição. 
– É devido as diferenças reológicas entre materiais, as rochas podem apresentar em um mesmo evento de deformação, estruturas diferentes, principalmente quando a porções competentes e incompetentes. Pouco resistente a deformação. 
– A heterogeneidade também pode ser composição, granulometria e trama cristalográfica. 
– Em rocha homogênea o comportamento é o mesmo nela toda. Resiste mais a deformação. 
7. Granulometria e trama cristalográfica (orientação preferencial) reflete na anisotropia.
8. Tempo tem a ver com a taxa de deformação. Importante para a deformação da rocha. 
9. Condicionantes na pressão confinante em que o aumento da pressão favorece os mecanismos de deformação plástica em cristais, dificultando a abertura de fraturas. Anisotropia, composição, granulometria e trama cristalográfica (orientação preferencial).
· Isotropia não tem orientação preferencial, é homogêneo.
· Deformação rúptil 
· Fraturas são qualquer tipo de descontinuidade plana ou sub plana, formada por esforços externos (tectônicos) ou internos (térmico ou residual). Estruturas deformacionais frágeis que se formam na parte superior e mais fria da crosta.
– O fraturamento ocorre quando as rochas são soerguidas há um alívio de pressão (pressão diminui). 
– O fraturamento se dá em duas direções e uma 3a (terceira) subordinada, logo tem 3 (três) direções preferenciais de fratura, sendo 1 (um) esforço e 3 (três) direções de planos de fratura diferentes, que são possíveis de serem medidos.
– Rochas são formadas em profundidades e depois são soerguidas, irão sofrer erosão chegando à superfície por meio da exumação erosional, quando isso acontece as rochas vão se fraturando por alívio de pressão (gera fraturamento das rochas) à medida que chegam à superfície, sendo um esforço extensivo. 
– As rochas se tornam fraturadas devido a quebradeira da subida = fraturas de alívio.
– Em uma fratura pode entrar um material diferente e a rocha pode ser modificada.
· Nomenclatura 
– Diáclase fraturas ou rupturas de causas tectônicas.
– Junta fraturas cuja origem é a contração por resfriamento. 
· Tipos 
– Diáclases originadas por esforços de compressão provocadas por esforços tectônicos, e são caracterizados por superfícies planas e ocorrem na forma de sistemas, cortando-se em ângulos. Comuns em anticlinais e sinclinais.
– Diáclases de tensão são formadas perpendicularmente às forças que tendem a puxar opostamente um bloco rochoso e, em geral, apresentam superfícies não muito planas. Quanto à origem: 
1. Tectônica frequente nos anticlinais e sinclinais.
2. Contração caracterizados por vários sistemas entrecruzados.
· Tipos de fraturas 
1. Fratura de cisalhamento (falhamentos) quando ocorre deslizamento no plano da fratura e deslocamento relativo entre os blocos de cada lado da fratura. 
– Termo utilizado para fraturas com deslocamento pequeno, milímetro, decímetro e centímetros. 
– O termo falha é utilizado para estruturas com rejeito maior. 
– É paralela ao sigma/σ1. 
– A diferença de fratura de cisalhamento e falha é pelo rejeito, o quanto se deslocou, nas fraturas de cisalhamento é de cm a mm, maior que isso é uma falha. 
2.Fraturas extensionais em que a extensão é perpendicular ao sigma/σ1, as paredes da fratura, com separação entre blocos de cada lado da fratura, sem movimento relativo (juntas, fissuras e veios) entre um lado e outro da fatura. Abre espaço. Típica de deformação sob baixa ou nenhuma pressão confinante. 
3.Fratura de contração ou fechamento são feições planares contracionais. Preenchidos por material residual (não mobilizados) da rocha encaixante, como os estilólitos (superfícies irregulares que é uma fratura de compressão com a direção do plano de fratura perpendicular à direção do sigma/σ1). 
4. Fratura conjugada dois conjuntos de fraturas que se formam simultaneamente. Se a pressão aumentar mais pode formar falhas.
· Fraturas extensionais
1. Juntas apresentam pouco ou nenhum de deslocamento visível a olho nu. 
É mais comum na superfície ou próximo. 
Pode ser preenchido com gás, fluídos, magma ou minerais. 
2. Fissuras preenchidas por ar ou outro fluído (características de até poucas centenas de metros na crosta), é paralelo ao plano, é uma fratura aberta. É uma fratura maior que a junta. 
3. Veios podem ser preenchidos por quartzo, carbonato, epidoto, sal. É uma fratura preenchida por estes minerais.
4. Diques (acicular/vertical) ou sills (tabular/horizontal) são preenchidos por magma.
· Fluído de quartzo vira veio de quartzo, de carbonato vira veio de carbonato, de magma que preenche o espaço forma dique ou sill. 
· A diferença de dique, sill e veio é o que preenche, um magma pode percolar um veio, migra o espaço, podendo virar um dique ou um sill.
· Sistema de fraturas é um conjunto de fraturas formadas no mesmo evento de esforço. Podendo ser: 
– Irregular paralelos com irregularidades com pequenos planos (dá pra ver que não é único). 
– Entrelaçado Forma zona mais espessa. Não é paralelo.
– Escalonado São paralelos, mas os planos não formam uma linha contínua.
– Zigue Zague par conjugado. Quando se tem duas direções de fraturas que se formam num mesmo evento, porém com direções diferentes. *As setas indicam a direção em que houve abertura.
· Terminação de fraturas (porém são falhas, pois todos esses têm movimento relativo entre os blocos)
A. Fratura em forma de asas (wing crack) a falha termina em uma fratura de extensão. 
– Movimento ao longo do plano se dissipa para outro plano, como abertura (fratura de extensão) de espaço, mas sem movimento relativo entre eles. 
– Abre um plano só.
B. Rabo-de-cavalo (horsetailing) falha principal que se ramifica em falha/fraturas menores. 
– Energia se dissipa ao longo dos planos, abre sequência de planos. 
– Fraturas menores tem o mesmo sentido da falha principal (movimento relativo). 
– Bloco (fatia) limitado entre duas falhas inversas.
C. Splaying falha principal que se ramifica em falhas/fraturas menores. Falha principal se abre em pequenos planos (como se fosse um leque), de mesmo sentido que a falha principal.
D. Falha antitética (antitheticshear fracture) falha principal termina em outras estruturas que tem direção diferente da falha principal. 
– Overthrust só o teto se movimenta (sobe).
– Underthrust só o piso de movimenta (baixa). 
– Backthrust o empurrao se dá no sentido contrário à movimentação.
· Juntas são fraturas que se apresentam obedecendo um arranjo regular atraves de superfícies paralelas ou subparalelas ao longo dos quais a movimentação é desprezível.
1. Sistema de juntas duas ou mais famílias de juntas intercruzadas, isolando blocos poliédricos, cujas formas e dimensões dependem das orientações e espaçamentos entre as famílias de juntas.
2. Clivagem de fratura pode ser considerada como um caso particular de uma família de juntas, cujos planos mostram espaçamentos inferiores a 2 cm.
· Classificação de juntas
1. Em relação a outras estruturas planares
– Juntas direcionais paralelas as direções das feições planares.
– Juntas de mergulho paralelas a direção de mergulho das feições planares.
– Juntas oblíquas ocupam posições intermediárias entre a direção e o mergulho das feições planares.
– Juntas de acamamento caso particular de juntas paralelas aos planos de acamamento.
Relação das juntas com superfícies dobradas.
A) Famílias de juntas desenvolvidas sobre uma camada de rocha.
B e C) Juntas longitudinais, transversais e diagonais.
2. Em relação as dobras 
– Juntas longitudinais paralelas aos eixos das dobras.
– Juntas transversais são transversais aos eixos das dobras.
– Juntas diagonais oblíquas aos eixos das dobras.
3. Em relação ao arranjo geométrico 
– Juntas concêntricas
– Juntas radiais 
– Juntas escalonadas
(c) juntas escalonadas
4. Em relação a origem
– Juntas extensionais juntas de distensão, de partição, de extensão, ou juntas dilatacionais, com planos normais a direção de sigma/σ3.
– Juntas de cisalhamento geralmente conjugadas, formando ângulos em torno de 60°, podem mostrar pequenos deslocamentos.
– Juntas híbridas combinam cisalhamento com extensão.
Juntas extensionais
Juntas híbridas
Juntas de cisalhamento
5. Outras denominações 
– Juntas de resfriamento estão relacionadas a redução de volume nos resfriamentos de lava.
– Juntas de dissecação se instalam em sedimentos que secam progressivamente (gretas de contração).
– Juntas hexagonais (disjunção colunar) formam colunas de seções hexagonais, normalmente em arenitos e basaltos. Estão relacionados a homogeneidade do material. 
– Juntas de alívio são fraturas formadas próxima superfície do terreno, sendo paralelas. Formada pelo alívio de pressão. Material de cima é erodido, a rocha de baixo sofre menos pressão (gera alívio) e esta acaba se fraturando (expansão paralela à superfície). Não é esforço tectônico, é um esforço de extensão (alívio de pressão) e esforço externo. 
 
· Sedimentos e rochas porosas 
1. Banda de deformação são zonas de espessura milimétrica, de compactação, cisalhamento e/ou dilatação. Localizadas em rochas porosas. Restrita à meios granulares porosos (arenitos porosos). Não desenvolve grande rejeito (bandas com comprimento de 100 m). 
2. Disjunção colunar fratura que não tem relação com a deformação/esforço aplicada sobre a rocha. 
– Se forma durante o resfriamento de uma rocha ígnea básica (basalto/diabásio). É perpendicular (colunas) ao limite do corpo rochoso, corpos tabulares, pode ser dique ou sill, camadas ou derrame. 
– Se o corpo rochoso está na horizontal, a disjunção ocorre na vertical se o corpo estiver na vertical, a disjunção ocorre na horizontal. 
– Magma cristalizou, durante resfriamento rápido, ele se quebra e forma com sessão basal hexagonal. 
– Nível crustal raso.
– É raro, mas pode acontecer em rochas ácidas, o hexágono não é tão perfeito.
· Falhas são descontinuidades plana ou sub plana, formada por esforços tectônicos, onde ocorre deslizamento do plano de falha, e deslocamento relativo entre blocos de cada lado, geralmente com rejeito de escala métrica ou superior. 
– Dois blocos de rocha que deslocam em sentidos opostos. 
– É um processo rápido associado a terremotos. 
– Pode se formar durante a compressão, distensão e cisalhamento da crosta.
– A rocha que se forma ao longo da falha vai ter feição diferente, se for no ambiente de formação rúptil (próximo a superfície) forma brechas, se for no ambiente de deformação dúctil (mais profundo) forma milonitos. 
– A falha é uma fratura de cisalhamento entre blocos. 
– Ocorrem em vários níveis crustais diferentes, tanto raso e profundo. No raso a tendência é que a rocha quebre, deformação rúptil, nesse nível crustal mais profundo tende a ter uma espessura maior. No profundo a tendência é que ocorra a recristalização, internamente nos minerais, reflete em mudança de volume, textura da rocha, nesse nível crustal mais raso tende a ter uma espessura menor. 
– Se formam quando são aplicadas forças deformacionais.
– Toda falha tem início, meio e fim, que pode terminar em outras estruturas, se ramificando, pode terminar em dobras, fratura pode ser restrita a um tipo de rocha (menos competente) e outras não (mais competente). 
· Falhas, paráclases ou zonas de cisalhamento rúptil são descontinuidades ao longo das quais os blocos separados sofrem deslocamentos.
1. Núcleo da falha superfície onde ocorreu deslizamento principal/movimento entre blocos, o núcleo da falha é o plano principal da falha. 
2. Zonas de dano da falha evidência de deformação relacionada a falha, que está associado no plano de falha. Nota-se que as rochas deformadas apresentam algum tipo de deformação pausada por aquela falha.
3. Zona de arrasto estão relacionados a espessura da falha. Dependem do tamanho da falha. Deformação mais dúctil, a região onde a estrutura da rocha está sendo deformada, muda a orientação do corpo, sofre um arrasto devido ao movimento dos blocos ao longo do plano de falha, sem apresentar plano de falha, deformação associada ao plano principal, mas não é o campo principal de deformação. Deformação no raso, deformação rúptil não vê o arrasto.
· Relação entre o elipsoide de tensão, seus eixos principais e os tipos comuns de regime tectônicos – Falhas normais (normal faults): vertical = sigma/σ1, horizontal = sigma/σ2 e sigma/σ3
– Falhas inversas (reverse faults): vertical = sigma/σ3, horizontal = sigma/σ1 e sigma/σ2
– Falhas transcorrentes (transcurrent faults): vertical = sigma/σ2 e horizontal = sigma/σ1 e sigma/σ3.
· Tipos e sistemas de falhas 
1. Falha normal quando a capa ou teto (plano sobre o bloco da falha) desce em relação à lapa ou muro. Forma-se durante o movimento de extensão, em resposta as forças distensivas da crosta.
– É dip-slip, se move em direção do mergulho do plano de falha. 
– A maioria das falhas normais são falhas de rejeito de mergulho assim, o termo tem sido usado de forma abrangente, indicando falhas de rejeito de mergulho com movimento aparente normal. O mesmo se aplica para falhas reversas, ou seja, seriam falhas de rejeito de mergulho com movimento aparente reverso. 
– Ângulo de mergulho alto, em torno de 60º. 
– O nome “normal” não significa que este tipo de falha é mais comum que os outros tipos. A denominação vem do uso dado por mineiros ingleses quando realizavam operações de mineração de carvão: quando encontravam uma falha, geralmente com a capa descendo em relação a lapa, o procedimento normal era dirigir o corte da mina através do plano de falha até uma certa distância, e depois fazer sondagens para achar o carvão deslocado (para baixo). Assim, começaram a denominar tais tipos de falha de “normais”. 
– Falhas normais são falhas de gravidade, aquelas em que o eixo principal de stress simga/σ1 é vertical. 
Tipos especiais de falhas normais 
1.1. Falha lístrica (listric fault) é uma falha normal, o plano de falha tem alto ângulo de mergulho na superfície ~60º e sub-horizontal em profundidade. 
– Ocorrem em bacias sedimentares portadoras de petróleo, observadas em perfis sísmicos. 
– Ambiente divergente.
– Superfície da falha é ondulada e o traço dafalha em seção é curvo.
– Heterogeneidade do campo reológico, profundas.
1.2. Falha de crescimento (growth – fault) falhas sin – sedimentares, a espessura das camadas é próxima ao plano de falha é maior que em outros locais, pois o afundamento pode ser concomitante com a deposição. 
– É uma falha normal. 
– Podem ser falhas de rejeito de mergulho normal como também falhas lístricas.
1.3. Falha de descolamento (detachment e décollement faults) é uma falha normal de baixo ângulo que marca o limite entre blocos não falhados abaixo, de blocos deformados e falhados acima do plano de falha. 
–Quando apresenta algum tipo de controle estrutural, estabelece somente nos estratos incompetentes, é denominada de falha décollement, termo francês que também significa descolamento. 
–Quando não depende da estratificação, é denominada de falha detachment. 
– Nos blocos superiores (capa) formam-se falhas normais imbricadas que podem terminar abrupta ou tangencialmente contra a falha de descolamento.
2. Falha reversa/inversa capa ou teto se movimenta para cima em relação a lapa ou muro. 
– Falha dip slip, se move em direção do mergulho do plano de falha.
– Forma-se por ação de forças compressivas (movimento de compressão), em zonas de convergência de placas. 
2.1. Falha de empurrão/cavalgamento tem ângulo menor que 30°. 
– É uma falha reversa na qual a inclinação do plano de falha é sub horizontal. 
– Os empurrões formam-se durante as colisões continente x continente. Durante o cavalgamento as rochas mais antigas da capa podem ser transportadas por cima de rochas mais recentes da lapa.
– A diferença entre a falha reversa e a de cavalgamento/empurrão, é o ângulo de mergulho do plano de falha. 
– Se for menor que 30° o ângulo de mergulho, terá uma falha de empurrão, onde o teto sobe em relação ao muro, havendo compressão horizontal. Se for maior que 30° o ângulo de mergulho do plano de falha, terá uma falha reversa. 
Falha de empurrão
– Tectônica de pele fina ou epidérmica (thin-skinned tectonics) defromaçao em ambiente ruptil, predomínio de lascas tectônicas com geometria de rampa e piso.
– Tectônica de pele grossa ou endodérmica (thick-skinned tectonics) defromação em ambiente dúctil e dúctil-rúptil, predomínio de lascas tectônicas e/ou nappes com dobramento assimétrico associado.
– Rampas frontais deslocamento do tipo rejeito de mergulho (dip-slip) reverso.
– Rampas laterais e oblíquas deslocamento do tipo de rejeito de mergulho oblíquo.
– Dobras de rampas (ramps folds) dobra na capa devido a irregularidades nos planos de falha.
– Anticlinal/antiformal de rampa (ramp anticline/antiform) formado nas rampas frontais, onde o ângulo de mergulho da falha é alto. Nas rampas oblíquas, se o deslocamento é contra a rampa (rampa acima) forma-se anticlinais, afastando-se da (rampa abaixo) forma-se sinclinais.
3. Falhas de Cavalgamento
3.1. Nappes é um cavalgamento, é uma falha ou zona de cisalhamento de baixo ângulo cuja capa foi transportada por sobre a lapa. 
– O movimento é segundo a direção da linha de maior mergulho (dip slip). 
– As falhas de cavalgamento transportam rochas mais antigas para cima de rochas mais jovens, e rochas de maior grau metamórfico para cima de rochas de menor grau metamórfico. 
– A falha de cavalgamento é a estrutura que separa o substrato da nappe de cavalgamento. Quando refere-se à atitude das estruturas no interior de nappes de cavalgamento, refere-se ao além-país e ao antepaís. 
– Uma nappe de cavalgamento é delimitada por uma falha mestra de base (sole thrust ou floor thrust) e uma falha mestra de topo (roof thrust). 
– O cavalgamento basal (separa a pilha de nappes das rochas menos deformadas do embasamento), é conhecido como descolamento/detachment, termo usado em falhas extensionais de baixo ângulo e etc. 
– As nappes expostas em superfície podem ser descontínuas, devido à remoção de algumas de suas porções por erosão. 
– A porção remanescente de uma nappe é denominada klippe ou maciço isolado. 
– De modo análogo, o buraco erosivo em uma nappe que expõe as rochas subjacentes é denominado fenster ou janela estrutural. 
– O cavalgamento gera metamorfismo em ambiente colisional (convergente continente x continente).
· Em cinturões orogênicos, há uma diferença entre estruturas formadas no antepaís e na parte mais central no além-país. 
1. A tectônica contracional thin-skin (pouco espessa) produz estruturas clássicas de cavalgamento com duplexes, dobras e imbricação, é característico de regiões deformadas de antepaís.
– O ante país (foreland) é a porção marginal e mais afastada em direção ao interior do continente. Nos orógenos colisionais há um antepaís em cada continente, separados por um além-país. 
2. O embasamento é afetado no além país em um contexto denominado thick-skin (muito espessa). As nappes de cavalgamento no além-país são mais espessas/maiores e com maior deformação, contendo rochas metamórficas e magmáticas. 
– O além país (hinterland) é a área central de uma zona de colisão.
– Ocorrência de terrenos de arcos de ilha ou outboard, cavalgados sobre a margem continental de um oceano pré-colisional, durante a colisão continente-continente. 
– As nappes de além-país podem variar de internamente indeformadas a deformadas de modo penetrativo. 
– Em uma zona orogênica, o embasamento pode ser afetado por uma pilha de nappes de cavalgamento em forma de cunha. A cunha orogênica se espessa e se alarga com o decorrer do tempo, à medida que fragmentos da crosta em subducção são lascados e incorporados às unidades alóctones e incorpora rochas da crosta oceânica. 
– O restante do embasamento é transportado para regiões mais profundas da zona de subducção, onde é metamorfizado em alto grau e intensamente deformado.
– Estruturas formam-se em maiores profundidades, favorece zonas de cisalhamento plástico e deformação plástica.
– Ocorre deformação rúptil em níveis crustais rasos no além-país, influenciada por falhamentos extensionais.
4. Falha transcorrente ou rejeito direcional (strike slip) movimento lateral ao strike do plano de falha.
– A capa se move lateralmente em relação à lapa. 
– Forma-se durante o cisalhamento. 
– Têm extremidades livres e crescem em comprimento, enquanto acumulam rejeito direcional. 
– Formadas no interior de placas tectônicas, sendo falhas intraplacas. 
– As falhas (e as zonas de cisalhamento) de rejeito direcional têm mergulho tipicamente maior que as demais falhas e podem aparecer como traços retilíneos em mapas. 
– Uma falha de rejeito direcional pode ser sinistral (lateral esquerdo) ou destral (lateral direita) e não envolve movimentos verticais de blocos.
5. Falha transformante (strike slip) ou falha direcional ocorre em limites de placas. 
– Cortam placas litosféricas ao longo do limite de placas, na crosta oceânica. 
– Pode ser no limite convergente ou divergente. 
– É de escala regional. 
Os blocos se movem um em relação ao outro. Onde há falhas de rejeito direcional (strike – slip faults). Sendo verticais a sub verticais. Movimento paralelo a subparalelo ao strike da falha.
 
6. Falha de transferência (transfer fault) se ajusta ao movimento de blocos com velocidade de deslocamento diferente em escala local. 
– São falhas de rejeito direcional que transferem deslocamentos de uma falha para outra (duas falhas extensionais ou contracionais) por meio de movimentos de rejeito direcional.
– É local.
– Qualquer tipo de falha que esteja conectada a outra falha irá realizar uma transferência de deslocamento.
– São limitadas e não podem crescer livremente.
6.1. Em terrenos extensionais/falha extensional paralelas as direções dos deslocamentos regionais. 
– Ligam diferentes domínios de falhas normais. 
– Esforço distensivo.
6.2. Em terrenos transcorrentes fazem ângulos altos com as direções de deslocamentos regionais. 
– Conectam falhas strike slip adjacentes quando dispostas em en enchelon.
7. Falha de rasgamento (tear ou wrench fault) são falhas locais que ajustam o movimento de blocos em velocidades diferentes. 
– Alto ângulode mergulho. 
– Orientação subparalela as direções de deslocamento regionais. 
– Subsidiárias de outras estruturas (falhas normais, de empurrão e dobras).
– É local. 
· A diferença entre as falhas de transferência e a de rasgamento para as falhas transformantes e transcorrentes é a escala de ocorrência. A falha de transferência e de rasgamento ocorrem de forma local.
9. Falha oblíqua é uma mistura de movimento normal e transcorrente ou falha reversa e transcorrente. 
10. Falha antitética movimento contrário à falha normal/principal.
11. Falha sintética também é uma falha secundária, mesmo sentido da falha normal/principal. 
12. Falha de gravidade teto desce em relação ao muro, ocasionando alívio de pressão na horizontal e o bloco cai por gravidade.
13. Falhas de contração = falhas relacionadas a esforços compressivos.
14. Falhas direcionais = falhas associadas a movimentação lateral.
– Sinistrais (levógeras) movimento no sentido anti-horários.
– Dextrais (destrógeras) movimento no sentido horário.
· Pode ter falha de menor escala/falha secundária/paralela associado a falha principal, mas sem estar no plano principal da falha. 
· Classificação baseada na direção do movimento (estrias)
– Falhas de rejeito direcional (transcorrentes) movimentação paralela ao plano de falha.
– Falhas de rejeito de mergulho movimentação paralela ao mergulho do plano de falha.
– Falhas de rejeito oblíquo movimentação em direção intermediária entre a direção e o mergulho do plano de falha.
· Classificação baseada no sentido do movimento 
– Falhas normais o teto desce em relação ao piso.
– Falhas inversas o teto sobe em relação ao piso.
– Falhas direcionais de movimentos horizontais.
· Classificação quanto a inclinação do plano de falha
– Falhas verticais figura a.
– Falhas de alto ângulo (60° – 90°), figura b.
– Falhas de médio ângulo (30° – 60°), figura c.
– Falhas de baixo ângulo (0° – 30°), figura d.
– Falhas horizontais figura e.
· Classificação quanto a retilineidade do traço da falha (em seção) 
1. Falhas retas a superfície de falha é plana e o traço da falha em seção é reto.
– Associadas a homogeneidade do campo reológico, rasas.
2. Falhas lístricas 
· Feições associadas as falhas 
1. Roll over antiforme formado no bloco do teto pelo movimento da falha.
2. Horse é uma fatia aprisionada entre duas falhas convergentes
3. Hanging wall sinform (sinforme do teto) sinforme localizado no teto da falha normal e criado pela rotação de blocos.
4. Detachment fault superfície de movimentação principal, localizada na porção mais profunda dos blocos, para onde convergem as falhas menores.
5. Decollement fault falha de deslocamento. Mesma definição do detachment, para o caso de existir um controle reológico no desenvolvimento da falha.
6. Estrutura duplex estrutura formada por falhas isoladas por duas falhas maiores denominadas falha do teto (roof fault) e falha do assoalho (floor fault).
7. Back thrust retro empurrão, empurrões que se desenvolvem em sentido contrário ao empurrão principal.
8. Estrutura pop up fatia crustal separada por uma falha inversa e um retro empurrão (falhas divergentes). 
9. Zona triangular fatia crustal isolada entre duas falhas inversa e um retro empurrão.
10. Thrust sheets lasca de empurrão ou escamas de empurrão, fatias isoladas entre duas falhas inversas.
11. Thrust nappes napes de cavalgamento, lascas de empurrão alóctonas, com deslocamentos superiores a 10 km.
12. Leque imbricado conjunto de falhas inversas que convergem para baixo e se abrem para cima. Na base, normalmente ocorre uma zona de deslocamento.
13. Blind thrust empurrões cegos, zonas de empurrão que não alcançam a superfície do terreno.
· Elementos de uma falha 
1. Plano de falha é a superfície ao longo do qual se deu o deslocamento. Sendo uma descontinuidade que separa esses dois blocos.
2. Zona ou espelho de falha é uma faixa que acompanha o plano de falha, representada por um fraturamento ou esmigalhamento + intenso das rochas.
3. Linha de falha é a linha formada pela interseção do plano de falha com a topografia.
4. Rejeito é a medida do deslizamento linear resultante do movimento que ocasionou a falha. Sendo a menor distância entre dois pontos que estavam juntos antes da fratura e do deslocamento. Distância de um ponto a outro, o quanto que a falha moveu.
5. Lapa ou Muro bloco situado por baixo do plano de falha.
6. Capa ou Teto bloco situado por cima do plano de falha.
· Critérios de identificação de falhas
1. Lineamentos estruturais
2. Escarpas
3. Facetas trapezoidais e triangulares nas escarpas
4. Deslocamentos de marcadores (camadas, diques, cristas de serra) ao longo do traço da falha
5. Truncamento abrupto dos traços de foliação ou de fraturas
6. Modificações no padrão da drenagem
7. Súbita interrupção de camadas
8. Variação no mergulho de camadas em cada lado da falha
9. Repetição ou ausência de camadas
10. Contato brusco, linear e anormal entre rochas distintas
11. Contato reto entre rochas do embasamento com sequências sedimentares/metassedimentares que fazem limites de bordo.
· Falha no ambiente rúptil, principal processo que ocorre é quebra/trituração da rocha em nível crustal raso, o tempo é curto, com temperaturas muito baixas sem reações metamórficas, sem ocorrência de mudança de mineralogia da rocha, fluidos podem percolar e preencher o espaço ao longo da falha.
No meio se formou nova foliação, ocorreu diminuição do tamanho dos grãos, as estruturas que existiam no meio provavelmente foram transpostas, nessa escala de afloramento não reconhece mais nada da estrutura pretérita, pode ter tido mudança mineralógica, onde os minerais que existiam antes foram desestabilizados dentro da zona de cisalhamento formaram outros minerais.
Falha no ambiente rúptil onde a rocha deformada foi toda quebrada/triturada com uma matriz mais fina e há geração de fragmentos angulosos de tamanhos diferentes. 
É uma brecha tectônica que contém fragmentos angulosos de tamanho variado envolto em uma matriz fina. 
Brecha tectônica ao longo de uma falha de empurrão. 
Nem toda falha observa brecha.
Falha em ambiente rúptil pode encontrar estrias no plano de falha.
· Faces trapezoidais associados a falhas normais.
· Rampa e piso geometria comum em falhas extensionais de larga escala é a 
– Combinação de duas rampas ligadas por um segmento sub-horizontal. 
– A geometria em rampa-patamar-rampa gera deformação extensional na capa, que se ajusta à geometria da falha durante os movimentos.
– Uma série de blocos de falha em forma de cunha pode desenvolver-se acima de um conjunto rampa-patamar-rampa, onde as falhas extinguem-se para cima ou atingem a superfície. 
– Uma série de falhas ou blocos de falha é denominado zona de imbricação extensional. 
– Uma série de lente, extensional que juntas, formam um duplex extensional. De base e topo similar aos duplexes contracionais. 
– Além da forma lístrica, falhas normais podem ter uma superfície de falha com mudanças abruptas no ângulo de mergulho controladas por estratos de competência diferentes, podem possuir uma forma de:
1. Piso é suave, sendo menos competente, com ângulo de mergulho sub-horizontal.
2. Rampa porções mais inclinas das superfícies de falha, é íngreme, sendo mais competente, são feições que ocorrem ao longo do plano de falha. Se fratura primeiro, com um alto ângulo de mergulho. 
· Horst bloco que se ergueu entre duas falhas. É uma elevação, alto.
· Graben parte funda/abatida de duas falhas, o que está no meio desce. Capa desce em relação a lapa. É uma depressão, baixo.
· Sistema graben-horst simétrico onde as falhas normais mergulham para lados opostos.
· Hemi graben possui um plano de falha, um bloco por baixo do plano de falha, que é a lapa. Um bloco por cima do plano de falha que é a capa. Falha normal. É metade de um graben. É assimétrico produzido por afundamento geral somente para um lado, diferente de um sistema graben-horst simétrico onde as falhas normais mergulham para lados opostos.
· Hemi grabens e Zonasde Acomodação o rifte desenvolve-se como uma série de hemi grabens com mergulhos opostos. 
– Cada hemi graben tem uma geometria curva, meia-lua e onde um hemi-graben termina, outro se inicia, com mergulho oposto. 
– Dependendo do arranjo dos grabens e das falhas secundárias na capa, podem-se formar altos (horsts) e baixos (grabens) bacinais. 
– Zona de acomodação pode ser usado para a estrutura de sobreposição de hemi grabens.
· Geometria das Falhas as falhas contracionais no antepaís de uma zona orogênica formam tipicamente zonas de imbricação, que correspondem a uma série de falhas reversas de atitude similar, conectadas entre si por uma falha mestra de base de baixo ângulo. 
– Se houver uma falha mestra de topo definindo o limite superior dessa zona, todo o conjunto é denominado estrutura duplex. 
– Uma estrutura duplex é constituída por cavalos arranjados de modo similar a cartas imbricadas de um baralho. 
Os cavalos apresentam tipicamente uma geometria em S em perfil vertical e com o mergulho tendendo para o além-país. 
– A combinação de dois cavalgamentos de baixo ângulo em diferentes níveis estratigráficos, conectados por uma falha reversa de alto ângulo (rampa), forma um conjunto denominado falha com patamar-rampa-patamar, uma terminologia também aplicada a falhas extensionais. 
– As rampas também podem produzir cavalgamentos ou falhas reversa com sentido oposto de deslocamento. 
– Esses retros empurrões formam-se em decorrência de complicações geométricas nas rampas e parecem ser mais comuns nas rampas com maior ângulo de mergulho.
· Estilólitos ou Stylolites soluções por pressão que ocorrem como fraturas, em calcários. 
1. Estilólito é a visão normal do plano. 
2. Estikolito é a visão oblíqua do plano.
3. Slickenside/estrias de deslizamento é a visão paralela ao plano. São superfícies polidas e estiradas resultantes da fricção ao longo do plano de falha durante o deslocamento.
· Estruturas extensionais/Sistema de Falhas em Dominó rift em crosta superior tem blocos rotacionados, arranjados de modo análogo a peças de dominó. 
– A extensão da crosta resulta tanto em um sistema simétrico de Horst e Graben, como um sistema em dominó. 
– Para facilitar o desenvolvimento de falhas em estilo dominó, deve ter a presença de uma zona de fraqueza de baixo ângulo, sendo provocado por uma formação litológica sobre pressão, uma camada plástica de argila, sal, ou uma falha pré-existente que pode ser reativada. 
– A ausência de planos de fraqueza ou zona de deslocamento com caimento suave favorece um modelo simétrico de Horst e Graben. 
– Encaixando-se em dois modelos: Dominó Rígido e o Dominó Soft.
1. Modelo de Dominó Rígido série de blocos rígidos de falha, rotacionados de modo uniforme, não há deformação interna nos blocos e as falhas terminam com o mesmo rejeito que é constante, são paralelas entre si além das camadas e falhas serem planas.
2. Modelo de Dominó Soft os blocos falhados raramente ou nunca se comportam como objetos rígidos, onde os riftes afetam rochas não competentes ou sedimentos inconsolidados. Esse modelo permite a deformação interna dos blocos falhados como variação no tamanho, nos rejeitos e dobramento de camadas.Colapso de Hanging wall e Footwall
· Colapso de Lapa gigantes blocos de falha se formam e são rotacionados em sistemas de rifte; 
Cristas elevadas dos blocos colapsam sob a influência da gravidade e das forças tectônicas, ou somente a gravidade causa o colapso da lapa. 
– O colapso gravitacional e o deslizamento em falhas superficiais curvas criam relações estratigráficas complexas, que são desafios à exploração de petróleo. 
– Os deslizamentos são controlados pela presença de camadas menos resistentes, como argila, sedimentos com sobre pressão e sal, e desenvolvem dobras e falhas contracionais no sopé, além de falhas extensionais na parte central e posterior.
· Brecha tectônica ocorre ao longo do plano de falha, um bloco se move em relação ao outro, gera atrito entre um bloco e outro, que causa a quebra da rocha. 
– Gera fragmentos angulosos de tamanhos diferentes. 
– Com matriz fina, os blocos são angulosos. 
– Nem toda brecha é associada com falha. 
– O espaço gerado por uma falha, preenchido por fragmentos da rocha encaixante, com uma matriz de fragmentos finos da rocha encaixante, gera uma brecha, em ambiente rúptil.
– Pode ocorrer em ambiente dúctil, forma milonitos, de matriz mais fina devido a recristalização dos minerais, algum casos esses minerais não recristalizam ou se recristalização for pouca, terá tamanhos maiores gerando porfiroclastos. 
– Algumas brechas podem se formar devido o esmagamento de rochas pré-existentes, durante o metamorfismo cataclástico.
· Cataclasito é um termo genérico para qualquer rocha formada em um ambiente de falha.
· Rejeito (slip) de uma falha é o deslocamento de pontos/objetos anteriormente adjacente. 
– O rejeito é medido no plano de falha entre dois pontos que estavam unidos antes de ocorrer a falha, ou do contato entre duas camadas, dique, fóssil ou qualquer elemento de possa ser observado de um lado e de outro lado da falha.
Rejeito total (net slip) – AB. 
– Distância medida no plano de falha em dois pontos deslocados pela falha. 
– O rejeito total é um vetor com suas respectivas decomposições. 
– O quanto se moveu sobre o plano de falha. 
– Antes do deslocamento, ponto A e B estavam juntos. Movimento oblíquo. 
– A capa desceu fazendo ângulo com a direção de mergulho do plano da falha. Distância A para o ponto B tem um rejeito total. 
– θ = caimento (dip) do rejeito total (AB) 
– O ângulo ρ = obliquidade (Rake) do rejeito total (AB).
– O rejeito total é dividido em:
1. Rejeito de mergulho (dip-slip) componente do rejeito total. Medido ao longo do rumo do mergulho do plano de falha. AC = DB.
2. Rejeito direcional (strike-slip) componente do rejeito total. Medido paralelamente a direção (strike) do plano de falha. AD = BC. 
3. Rejeito horizontal componente horizontal do rejeito total. Separação horizontal. Distância entre dois pontos que anteriormente estavam juntos. AE.
4. Rejeito vertical componente vertical do rejeito total e do rejeito de mergulho. Distância na vertical entre os pontos. AF. 
5. Rejeito horizontal de mergulho componente horizontal do rejeito de mergulho. CF. 
· Separação (deslocamento) distância entre dois corpos que estavam inicialmente juntos. 
– Medida num plano diferente do plano de falha em qualquer direção. 
– Medida em qualquer plano de falha, pode ser obtida a partir de mapa. 
– Distância entre dois corpos que estavam inicialmente juntos. 
– A separação é dividida em:
1. Separação vertical (vertical separation) determinada segundo uma linha vertical em um plano vertical. Throw.
2. Separação horizontal medida em um plano horizontal em qualquer direção. 
3. Separação direcional (strike separation) medida paralelamente a direção do traço do plano da falha. Pode ter movimento levogiro/sinistral, é o deslocamento da direita para esquerda. Há também o dextrogiro/dextral que é o deslocamento da esquerda para direita. 
5. Separação de mergulho (dip separation) é medida segundo a inclinação da falha.
6. Separação normal (normal separation ou offset) medida perpendicularmente a direção do horizonte falhado. 
7. Recobrimento (overlap) projeção sobre uma das partes do traço do horizonte deslocado, da outra parte do traço que se que se superpõe ao primeiro. 
· Estria movimento sobre um plano de falha, pode ocorrer a formação de estrias no plano de falha. – A estria pode ser de algum mineral fibroso, que cresceu no plano de falha, fica estriado no plano da falha ou por arrasto de algum elemento que estava no bloco, que foi estufado ou sofreu marcação do plano oposto, em que bloco 1 pode ter movido bloco 2. 
– Estria no plano = lineação. 
– Deformação do ambiente rúptil. 
– Quebra de pequenas partes e separa, é como se cada ressalto fosse um limite entre o plano de falha, se comporta como um só plano. 
– O ressalto serve de indicador cinemático, para saber em qual o sentido do movimento. 
– Estriapode ser um indicador de algum movimento (direção), mas não dá o sentido. 
· Escarpa pode formar feição linear associada ao movimento de falhas recentes. 
· Indicador cinemático/indicadores cinemáticos é um elemento da rocha que indica o sentido do movimento. 
· Zonas de cisalhamento dúctil geram milonitos (ou filonitos) que dependendo do seu estiramento e da quantidade de matriz, são classificados em protomilonitos, milonitos ou ultramilonitos. 
– Micaxisto com estrutura Ss-Sc (S-C) gerada por cisalhamento simples (pode ocorrer tanto em zonas transcorrentes, como em zonas de cavalgamento).
· Estruturas S-C correspondem as relações discordantes entre a foliação presente em uma fatia ou lente de rocha (S, Ss ou S1) e a foliação milonítica envoltória (C, Sc ou S2). 
– A foliação S pode ser pré-existente (como por exemplo uma xistosidade ou bandamento gnáissico) ou formada durante o cisalhamento.
– Nas zonas de cisalhamento é comum a ocorrência de foliação/estrutura) S-C, que é composta por dois planos de foliação: um principal, paralelo à direção de movimento (plano S ou C), e um segundo que ocorre com uma obliquidade <30º em relação primeiro, sendo interrompido por este. 
– Estruturas C’ são bandas de cisalhamento (shear bands) ou clivagens extensionais. O estado de strain hardening aparece após o paralelismo de S e C. Para acomodar o esforço que continua, desenvolve-se novas superfícies (C’) com o mesmo sentido de movimento.
– S plano de estrutura de falha
– C plano de cisalhamento
– C ou S/C gerado durante a formação da zona de cisalhamento
– C’ (linha) ou S/C’
– O plano C ou C’ vai afetar o plano S
· S, L e n
– Quando acrescenta o zero (0) indica que é uma estrutura primária. 
– S0 e L0 se refere a estruturas planares ou linear gerada durante o processo sedimentar. 
– S0 é sedimentar, estrutura planar primária.
 – Si para foliação ígnea/fluxo ígneo. 
 – L0 paleocorrente, sedimentar.
– Li para estrutura linear formado durante o processo ígneo.
– Em estruturas mais novas pode adicionar 1 e 2 e assim por diante. Exemplo: S1, S2, S3, S4....Essa numeração ordena o mais antigo (1) para o mais novo (3). S1 para a estrutura principal.
– Sn+1 para estrutura mais nova que a principal, continua assim Sn+2,Sn+3,Sn+4...
– O que for mais antigo que a estrutura principal utiliza Sn-1, Sn-2, Sn-3, Sn-4...
– O n usado na estrutura principal, quando tem uma foliaçao secundária muito forte, é quando não se tem certeza de quantas estruturas planares existiram, pois não sabe se a principal era S1,S2,S3. Quanto tem certeza da estrutura gerada durante a deformaçao usa S1,S2, S3.
· Veios escalonados (tension gashes) veio com início, meio e fim. Tem orientação principal paralela uns aos outros e não estão alinhados, são separados e escalonados. 
– Pode mostrar a só uma abertura, como na imagem, relacionados aos movimentos relativos blocos. 
– Movimento relativo pode causar escalonamento dos blocos. 
– Sigma/σ1 maior força aplicada na rocha, paralelo ao sigma/σ1, e direção principal do sigma/σ1. 
– Sigma/σ3 menor força aplicada, fratura abre no sigma/σ3. 
– São conjuntos de fraturas, distribuição escalonada.
– Fratura extensionais. 
– Não forma plano de falha. 
· Veio fibroso a direção de crescimento dos minerais é a direção de abertura. 
· Cisalhamento progressivo (rotação da porção precoce dos veios) registro de rotação de algum desses eixos. 
– Forma curvada/sigmoidal (lembra um S). 
– Ao mesmo tempo em que está crescendo, ocorre o movimento relativo, onde abriam e mudavam de forma também (sendo deformados). 
– Veios que não foram deformados abriram em um segundo momento (muito depois). 
· Mullions estruturas secundárias lineares que se restringem à interface entre rochas de competência diferente. 
– Feição linear. 
– Camada que foi estirada. 
– É exposto o contato entre uma rocha mais competente e outras menos competente (é erodida, deixando o contato exposto). 
· Boudins (boudans) camadas competentes de rocha que foram estiradas e segmentadas ou não. 
– Rocha é estirada (formato de salsicha) durante a deformação do ambiente dúctil. 
– Pode continuar unida e pode se separar uma da outra. 
– Visto num corte perpendicular a camada/foliação de rocha mais competente. 
– Pode ter ou não movimento relativo entre blocos. Pode abrir espaço e ser preenchido por algum veio. 
– Pode ter boudin em mineral, como por exemplo, granada.
· Mullions e boudins estão associados a uma rocha mais competente do que as rochas envolta delas. Ocorrem durante a deformação do ambiente dúctil. São estiradas. 
· Rods/varetas mais comum em quartzos. 
– Veio de quartzo que se forma a partir do material segregado da própria rocha por reações metamórficas. 
– Sílica cristalizada e forma veio segmentados/vareta/lente muito estirada. 
– Feição linear na rocha. 
– Paralelo a lineação de estiramento.
– O veio não corta a rocha. 
– Corpos cilíndricos, monominerálicos e de composição distinta da rocha encaixante. 
– Sua origem está ligada a segregação mineral, por fluidos e a partir da rocha encaixante, durante o metamorfismo e o dobramento, seguido de extensão. 
– São pequenas dobras, de flancos adelgaçados ou inexistentes, sob intensa deformação. 
– Os cilindros das zonas de charneira orientam-se na direção B do dobramento maior. 
· Lineamento termo utilizado em qualquer representação do terreno, escalas de mapas topográficos, fotografias aéreas, imagens de satélite ou em modelos digitais do terreno.
– Corresponde a intercessão de estruturas planas, como fraturas e foliações, com a superfície do terreno. 
– Pode estar associado a estrutura, mas não é uma estrutura. 
– Pode estar alinhado à um plano de falha, dique, duas rochas diferentes ou a charneira de dobra. – Pode estar associada a falha ou não. 
· Estrutura planar corresponde a estratificação, foliação, fraturas, planos axiais de dobras e estrutura linear. 
– A estrutura planar pode ser dobrada e a estrutura linear também. 
– Se o plano for dobrado a estrutura linear será também dobrada.
· Em termos de anisotropia a diferença entre folhelho e granito, é que folhelho tem estrutura planar e o granito não tem estrutura planar.
· Lineação elementos lineares em uma rocha. 
– Elemento em três dimensões, uma das dimensões é muito maior que outras, fica com aspecto de uma linha. 
– Pode ser primária como cristas de marcas de onda, imbricamento de seixos, orientação de fenocristal no magma. Ou secundárias como a interseção, crenulação, mineral, estiramento. 
– São causados devido algum evento tectônico a deformação que a rocha já formada está sofrendo. – Pode estar sobre o plano de falha, como estrias ou lineação de estiramento. Pode ser uma interseção entre os dois planos, charneira da dobra. Divididas em:
1. Lineações penetrativas trama linear: minerais, agregados minerais, clastos deformados. Quando quebra rochas, a lineação fica registrada. 
2. Lineações superficiais restritas a uma superfície: estrias (no plano de falha tem estria, se quebra a rocha e fora do plano não tem estria). 
– Exemplo: bloco de primária geleira ao se mover arranha o substrato rochoso embaixo, causando primária estria e ao quebrar dentro da rocha não terá estria. 
3. Lineações geométricas charneiras de dobras, lineação de crenulação, linha de interseção entre planos (dois planos formam uma linha). 
4. Lineação de traço interseção (interseção de planos) ou crenulação (micro dobras no plano de foliação).
5. Lineação de objeto mineral e estiramento (constitui elementos com volume específico).
6. Lineação de minerais placóides micas com planos preferenciais têm elementos de traço e de objeto, podendo formar lineação.
· Tramas tectônicas são lineações relacionadas a deformação plástica.
1. L tectonito rocha só tem feição linear/lineação (raro), sem foliação. 
– Não tem feição planar. 
– L de linha. 
– Os pontos da foto são minerais orientados. Não conseguemedir plano.
2. S tectonito só tem trama/foliação planar (estrutura planar), orientados num plano, tem foliação sem lineação.
3. SL tectonito rocha tem foliação = planar e lineação. É mais comum.
· Tectonito rocha que sofreu deformação.
Trama linear
Trama planar
Tectonito S/L
Tectonito L
Tectonito S
· Tipos de lineações mais comuns 
1. Lineação de interseção região que o flanco vai revirando para juntar com outro é a charneira. 
– Estrutura foi dobrada e durante o dobramento foi gerado uma foliação. 
– Lineação de interseção é a estrutura linear da rocha que vê na interseção de dois planos (acamamento sedimentar e uma foliação não metamórfica, ou duas foliações metamórficas, ou acamamento sedimentar cortando fratura) depende dos planos que tem na rocha. 
– Eixo de dobra é um tipo de lineação. 
– Interseção entre dois planos (intercessão com um plano mais inclinado e outro plano mais paralelo fazem uma intercessão). 
– A seta indica a crista da dobra.
2.Lineação de crenulação de milímetro a centímetro. 
– Cada linha é uma crista (estrutura linear) da crenulação onde está o eixo da dobra. – Comum em rocha xistosa/xisto. 
3. Lineação de estiramento (stretching lineation) causada pelo estiramento de minerais que já existiam na rocha antes deformação. 
– Mais comum de estirar quartzo e feldspato. Pode ter anfibólio e piroxênio. 
– Ambiente dúctil. 
– Recristalização interna dos minerais mudam de forma, passando a ficar com a forma mais comprida numa direção. 
– Sua orientação corresponde ao eixo X. 
– Está contida no plano da foliação milonítica.
4. Lineação mineral onde o mineral cresce na rocha durante um evento deformacional e a força aplicada na rocha faz o mineral crescer em uma direção preferencial. 
– É dada pela forma alongada de minerais gerados por recristalização metamórfica, sejam eles prismáticos ou não. 
– Comumente paralelo a lineação de estiramento e pode indicar o eixo X finito.
· Lineação de estiramento e a lineação mineral, o que marca elas são os minerais. 
– Lineação mineral, o mineral cresceu com uma orientação preferencial durante uma deformação.
– Lineação do estiramento, os minerais existiam na rocha antes deformação e durante a deformação, os minerais sofrem recristalização sendo estiradas. Tem rocha que ocorre os dois processos, pode ser paralelo ou sub paralelo. 
· Foliação, lineação e clivagem são elementos penetrativos na rocha, pode quebrar vários pedaços da rocha que estes elementos vão estar presentes.
· Trama (fabric) descreve componentes penetrativos distribuídos em maciços rochosos. 
– Uma trama é formada por minerais e agregados de minerais com orientação preferencial penetrativa na rocha, com espaçamento em escala microscópica a centimétrica. 
– Clasto e fósseis podem formar a trama em uma rocha. 
1. Trama planar contém minerais tabulares ou laminares, ou objeto achatados. Associado a foliação.
2. Trama linear caracterizada por elementos alongados, um maior que o outro. A dimensão tem uma orientação preferencial. Associadas a lineação. 
3. Trama aleatória caracterizada pela falta de orientação preferencial dos elementos que a definem. 
· Em uma mesma rocha pode conter (trama planar) foliação e lineação (trama linear). 
· Foliação termo de natureza textural, para qualquer tipo de paralelismo de minerais ou massa de minerais em uma rocha ígnea, metamórfica ou sedimentar. 
– Termo geral e não genérico (não se refere a origem da foliação) para definir a presença de qualquer feição planar penetrativa em uma rocha. 
– Foliação primária como um acamamento e laminação. 
– Foliações tectônicas incluem clivagem ardosiana, clivagem de crenulação, clivagem espaçada, clivagem disjuntiva, xistosidade, foliação SC, bandamento tectônico, bandamento gnáissico, bandamento migmatítico.
– Quando uma rocha possui estrutura planar diz-se que apresenta foliação.
– Superfícies definidas por: contínua (planos ou muito próximos) ou descontínua (depende da escala de observação). Orientação preferencial de grãos inequigranulares. Orientação preferencial de agregados de minerais laminares. 
1. Foliação primária também pode ser uma foliação secundária. 
– Faz parte da foliação primária o acamamento sedimentar e acamamento de rochas metamórficas pouco deformadas, estruturas sedimentares são reconhecidas, a espessuras das camadas pode variar, camadas planares e a foliação nunca é paralela ao plano axial de dobras.
2. Foliação secundária/foliação metamórfica/foliação tectônica são produzidas por esforços e deformação, na maioria relacionados a eventos tectônicos. 
– Clivagem (mais usado para fining grain rocks up, como micas) e xistosidade (usado para coarsed grain) é um exemplo. 
3. Foliação digenética paralela ao acamamento sedimentar. Se a temperatura do metamorfismo for alta irá apagar a foliação. Referente ao acamamento plano-paralelo e referente a sedimentos finos e pelíticos que não sofrem deformação.
4. Foliação contínua a foliação está presente na rocha toda. Sem diferenciação (de áreas com mais ou menos foliação). 
– Espaçamento entre planos menor ou igual 1 mm. 
– Só ocorre quando tem clivagem ardosiana, mas quando esta não é a clivagem principal da rocha. 
– Quando não tem a foliação contínua tem grãos finos. 
– A clivagem contínua, grãos grossos é xistosidade contínua.
5. Foliação espaçada há partes da rocha que tem foliação e outra sem foliação. 
– Possui espaçamento maior entre as partes (tem/não tem/tem/não/tem foliação). 
– Não é contínua de ser observada (depende da escala de observada). 
– Em amostra de mão possui 1 mm. 
– Domínio M (mica) onde tem mais foliação. 
– Domínio QF (quartzo e feldspato) onde tem menos foliação.
– Mais usados nas clivagens. 
– Rochas que tem a foliação espaçada, grãos pequenos tem clivagem espaçada. 
– É denominado clivagem disjuntiva quando não possui crenulação e clivagem de crenulação quando a possui. Quando em grãos grossos/grandes chama-se xistosidade espaçada.
· Difícil a distinção entre a clivagem ardosiana e a xistosidade, principalmente no domínio dos filitos. Porém o xisto é caracterizado por apresentar minerais micáceos visíveis a olho nu.
· No desenvolvimento de foliação a rocha torna-se micro ondulada, representando a crenulação. Em estágios mais avançados os planos de cisalhamento tornam-se evidentes, caracterizando uma clivagem de crenulação.
· Para ficar espaçado tem que haver dobramento. 
~ Condições crustais de formação de foliações ~
	Sedimentação
	Contato/laminação/estratificação
	Derrames de lavas
	Foliação de fluxo
	Intrusões ígneas rasas
	Foliação digenética
	Deformação de baixa T
	Clivagens
	Metamorfismo de grau fraco
	Xistosidade
	Deformação de média T
	Clivagens
	Metamorfismo de grau médio
	Xistosidade e Bandamento
	Deformação de alta T
	Bandamento gnáissico
	Metamorfismo de grau alto
	Bandamento magmático
	Anatexia
	Foliação magmática
· Tramas planares/tipos de foliações (que define foliação) 
A. Bandamento composicional há bandas com minerais máficos e bandas com minerais félsicos. Foliação mais comum em gnaisse.
B. Orientação preferencial de minerais planares, listras orientadas.
C. Orientação preferencial de limites de grãos e forma de grãos deformados minerais que sofreram estiramento.
D. Variação granulométrica diferença de granulometria. Pode marcar foliação na rocha.
E. Orientação preferencial de minerais planares em matriz sem orientação preferencial agregado de menor % na rocha. Plano descontínuo.
F. Orientação preferencial de agregados de minerais lentilares plano descontínuo.
G. Orientação preferencial de fraturas ou microfraturas muitas fraturas em uma rocha dá um aspecto de foliação.
H. Combinação de A, B e C onde elementos diferentes podem gerar uma estrutura planar.
· Tipos de foliação secundária 
1. Clivagem trama planar penetrativa, definida por superfícies planas e retas bem desenvolvidas, em rocha de granulação fina. 
– Comum em rocha de baixo grau metamórfico ou associadas a dobras em rochas de grau metamórfico mais elevado. 
– De naturezamecânica. 
– Propriedade de certas rochas se partirem em fatias ou lâminas (sub) paralelas as superfícies planares, geradas durante dobramento. 
– Superfícies ou plano de clivagem. Estrutura planar secundária.
– Clivagem associada a dobra é diferente da clivagem gerada por metamorfismo.
· Tipos de clivagem 
Clivagem de compactação 
A. Clivagem digenética minerais placóides com sedimento durante a diagênese (compactação) faz com que fiquem orientadas paralelamente ao acamamento sedimentar. 
B. Clivagem em lápis quebra em forma de lápis (palitinhos). 
– Rocha que tem clivagem de compactação e clivagem ardosiana ocorrendo juntos. – Granulometria fina, baixo grau metamórfico. 
C. Clivagem ardosiana causada em uma rocha que já tem um acamamento sedimentar, tem clivagem de crenulação. 
– Não vê em granito. 
– Comum em ardósia e filito, rocha metamórfica cujo protólito era uma rocha pelítica (siltito, argilito). 
– Compacta rocha. 
– Seta indica direção de maior força aplicada (compressão). 
– Ocorre reorientação dos minerais que já existiam na rocha, alguns minerais podem crescer, gerando novos planos da rocha. 
– Granulometria fina, baixo grau metamórfico. 
– Foliação em metapelitos cujos planos são lisos ao tato e apresentam aspecto fosco.
D. Clivagem de crenulação clivagem formada durante o processo de dobramento. 
– Minerais finos são reorientados (só muda de orientação) durante o dobramento. 
– Flanco que sofre mais adelgaçamento é onde forma a clivagem de crenulação. 
– Pode ocorrer crescimento de novos minerais da rocha durante a deformação, logo os minerais terão a direção da clivagem de crenulação. 
– Ocorre em metamorfitos e resulta da transposição de flancos de micro-ondulações ou micro dobras em rochas xistosas. 
– As pequenas fatias de rocha são denominadas de micrólitos (ou microlitons) que se movimentam uns em relações aos outros. 
– É associada à deformação tardia de rochas que já possuem uma marcante clivagem ou xistosidade. 
E. Clivagem filítica (fissilidade) pode ocorrer em xisto, filito. Deformação muito intensa. 
F. Clivagem disjuntiva/clivagem de fratura, é marcada por um conjunto de microfraturas cujo espaçamento é milimétrico a centimétrico. 
– Não há geração de minerais recristalizados. 
– É formada sob condições rúpteis em baixas temperaturas (nível estrutural superior). 
– É típica de rochas reologicamente resistente.
2. Xistosidade orientação/trama planar penetrativa de minerais ou agregado de minerais resultantes da recristalização metamórfica durante a deformação. 
– A xistosidade acompanha a deformação milonítica e sofre rotação, paralelizando-se as bordas das ZCDs.
– Superfícies planas a anastomosadas/onduladas em rocha de granulação média a grossa, minerais planares (foliação) visíveis a olho nu. 
– Rochas de metamorfismo intermediário. 
– Às vezes é usado como termo geral para foliação secundária. 
– Não é um plano reto. 
– Pode ser produzida diretamente a partir da clivagem ardosiana, em função do aumento do tamanho dos grãos, que por sua vez, ocorre devido ao incremento da temperatura e da pressão. 
– Três processos para formar xistosidade: recristalização, rotação interna e achatamento contínuo. Esses três processos ocorrem a partir dos seguintes mecanismos geológicos: rotação mecânica de grãos tabulares ou alongados, dissolução por pressão, deformação cristal plástica, recristalização dinâmica, crescimento mimético, crescimento em campo de tensões locais e crenulação. 
– Uma rocha com xistosidade tem orientação preferencial de minerais placóides.
· Tipos de xistosidade
A. Foliação primária diagenética feição planar dada por elementos detríticos orientados, tais como micas, normalmente por um fluxo aquoso ou movimento glaciogênico.
B. Xistosidade propriamente dita orientação de minerais placóides ou prismáticos ou ainda ao arranjo agregado de minerais tabulares.
C. Milonitização feição planar resultante do fluxo plástico (lamelar) produzido por cisalhamento não-coaxial e com metamorfismo mais energético da rocha. Associa-se a milonitização, com presença de água no sistema. 
D. Foliação de transposição gerada pelo reordenamento de uma feição estrutural de uma posição para outra. Pode ser formada por um cisalhamento simples, não-coaxial, inclusive com geração de dobras intrafoliares, mediante projeção da deformação, podendo gerar dobras de estilos variados e crenulação. Nesse caso é comum observar o bandamento e a xistosidade deformados e rotacionados.
3. Bandamento (composicional) aleitamento composicional constituído por bandas ou camadas de diferentes mineralogias, cores ou texturas. 
– Resultado da combinação de processos de recristalização (granulação fica mais grossa), dissolução (segregação metamórfica em que segrega bandas com predomínio de minerais félsicos e máficos, não ocorre FP, a segregação é só no estado sólido) e cisalhamento mecânico (muda a granulometria/granulação, ficando mais fina).
– Problema comum nos trabalhos de campo em rochas metassedimentares é a distinção entre o bandamento composicional primário ou S0 e o bandamento secundário ou Sn. Segundo Trouw (1985), alguns critérios de separação são utilizados, tais como:
A. Bandamento primário as espessuras das bandas, em relação às outras, pode ser heterogênea devido às variações na composição, à variação no tamanho dos grãos; à assimetria e à presença de estruturas sedimentares.
B. Bandamento secundário as bandas têm espessuras monótonas; sua composição tem tendência bimodal, a textura é anastomosada, há simetria e ausência de estruturas sedimentares.
4. Foliação milonítica trama planar penetrativa desenvolvida em zonas de cisalhamento (ambiente dúctil), comum em milonitos. 
– Durante o processo de milonitização ocorre o processo de recristalização dos minerais, granulação de diminui de tamanho. 
– Minerais registram o processo de recristalização, ficando na rocha como um porfiroclasto. Pode ficar meio retorcido. Estira e foliação continua (lembra folhelho). 
– No estado adiantado de deformação aparece ramificada e anastomosada, formando uma trama que isola faixas, lentes e sigmóides de rochas pré existentes, podendo preservar estruturas primárias.
· Micrólito partes das rochas que não tem clivagem. Partes da rocha original em forma de lentes ou anastomosadas.
· Transposta/transposição não há registro da foliação original, se dobra é muito pouco. A foliação mais antiga vai sendo dobrada e a foliação mais nova que é gerada fica muito mais intensa a ponto de apagar a foliação original.
· Gnaisse não é exclusiva de alta T.
· Em alto grau metamórfico começa a ter fusão parcial.
· Relação entre tipo de foliação e grau metamórfico funciona para rocha pelítica. Outros tipos de protólito a presença dessas foliações, tem a ver com a temperatura que a rocha sofreu metamorfismo.
· Dobras são estruturas deformacionais dúcteis que se formam em temperaturas elevadas e alta profundidade da crosta. 
– Atuação de forças compressivas.
– Para ocorrer dobra, tem que existir alguma forma/estrutura anterior para ser dobrado. Geralmente a dobra é associada a compressão (evento compressional). Por exemplo, se um corpo rochoso que não tem nenhuma estrutura, e ele sofre uma compressão, não terá nada para ser dobrado. O que terá de produto dessa compressão é a formação de uma estrutura planar/foliação/lineação, mas não terá dobra associada. 
– Dobras são ângulos entre flancos.
– Formadas a partir do encurvamento, deformação e flexão de uma camada rochosa originalmente planar (acamamento, foliação) devido a deformação dúctil. 
São definidas pela atitude de seus: 
– Eixos, flancos e plano axiais.
– Dobras ocorrem em qualquer camada geológica como acamamento, foliação e estruturas de fluxo ígneo. 
– Tamanho pode variar de mm a km.
– São manifestações de deformação dúctil.
· Causas dos dobramentos quanto à origem 
– Tectônicas movimentos da crosta terrestre.
– Atectônicas movimentos localizados (deslizamentos, acomodações, escorregamentos, etc) sob influência da gravidade e na superfície terrestre. Sãode âmbito local e inexpressivas. 
· Elementos geométricos da dobra 
1. Flancos ou limbos (limb) são os lados da dobra. Faz parte de duas dobras seguidas.
2. Crista (crest) ponto mais elevado da dobra em relação a um plano horizontal. Em zona de charneira. É a linha resultante da ligação dos pontos mais elevados de uma dobra, podendo ou não coincidir com o eixo da mesma.
3. Plano da crista é o plano que, numa dobra, passa por todas as cristas. 
4. Calha (trough) ponto mais baixo da dobra, em relação a um plano horizontal. 
– Onde um flanco encontra o outro, ocorre no topo e na base.
5. Charneira (hinge) região de maior curvatura da dobra. 
– Em duas dimensões tem um ponto de charneira (entre um flanco e outro). 
– Em três dimensões tem uma linha ou zona (passagem de um flanco para outro) de charneira (dependendo do grau de arredondamento da mesma). 
– Muda a direção do flanco, por exemplo muda de F1 para F2. F=Flanco. 
– Charneira virada para cima = terá crista. 
– Charneira virada para baixo = terá calha. 
6. Traço axial/Plano axial/Superfície axial (axial plane/surface) é o plano (traça uma linha para unir todos os pontos) que contém todos os pontos ou linhas de charneira, em uma mesma sucessão de superfícies dobradas (se medir todas as dobras do mesmo plano pela charneira). 
– Plano axial nem sempre é um plano reto. 
– A linha representa o traço do plano axial, a interseção do plano axial e/o corte observado (é a interseção do plano da falha com corte que está observando-a). 
– Divide um flanco de outro.
7. Eixo (axis) é a linha paralela/estrutura linear ao eixo do cilindro que gerou a superfície dobrada, que está contida no plano/eixo axial da dobra. Nomenclatura básica de uma superfície dobrada.
8. Ponto de inflexão (inflexion point) é quando passa de um sinformal para um antiformal (ou vice-versa).
9. Superfície mediana ou linha de inflexão (median surface) é a superfície que contém os pontos de inflexão (linha média). 
10. Superfície envoltória plano que oscila entre duas superfícies limítrofes.
11. Ângulo interflancos ângulo formado por linhas contínuas tangentes imaginárias a partir dos flancos da dobra, que se cruzam acima da zona de charneira.
12. Zona de charneira parte da dobra próxima à charneira (não é definida de forma rigorosa).
· Linha e zona de charneira têm a ver com a forma da dobra.
· Linha mediana/linha de crista e linha de calha são linhas paralelas.
· Tipos de dobras 
I. Dobra em Kirk dobra abrupta, ângulo entre os flancos bem abertos, pode ser visto em lâmina de cristal de mica, cianita. 
– Semelhante as monoclinais, raio de curvatura nulo, com flancos retos, normalmente um longo e outro curto.
II. Dobra em Chevron quando a charneira é mais abrupta. 
– O ângulo entre os flancos é mais apertado/fechado. 
– Ápices são terminados em ângulo, parecendo quebrados (flancos mantém a mesma espessura).
III. Dobra arredondada quando a charneira possui uma zona. Sendo uma dobra mais suave.
IV. Dobra em cúspide e lóbulos, o sinformal é uma dobra com charneira arredondada e o antiformal é uma charneira do tipo chevron (abaulada, abrupta), sendo lóbulo a parte mais abaulada, já a cúspide é a parte mais abrupta. 
– A intercalação entre cúspide e lóbulo é quando há duas rochas de competências diferentes, porém com uma proporção mais ou menos igual, não tendo um grande predomínio de uma sobre a outra. 
– Dobras em cúspide quando flancos suavemente em forma de arco cujas zonas de charneira são pequenas e águas.
V. Dobra em caixa quando a charneira é mais ampla e fica dividida na parte externa, porém na parte interna, permanece como uma dobra normal. 
– Com traços isoclinais incluídos uns em relação aos outros.
VI. Dobras ptigmáticas diferença de competência entre as rochas que estão sendo deformadas. 
– Zonas de charneiras arredondadas e os flancos se aproximando mais. Formam-se sob altas condições de elasticidade (são comuns em zonas migmáticas).
· Diferença da dobra em Kirk (ângulo entre os flancos pode ser suave ou aberto, ângulos entre os flancos é maior) para chevron (ângulo entre flancos é menor, ângulo entre flancos fechado ou apertado) é o ângulo entre os flancos, a charneira das duas é bem abrupta (quase uma linha).
· Diferença da dobra charneira arredondada (mais arredondada tendo uma zona de charneira) para a chevron (mais abrupta, quase uma linha) é a charneira.
· Outras dobras
1. Dobra sem raiz em zona de cisalhamento, é quando uma camada que está sendo dobrada, é rompida, material dobrado perde a continuidade do restante da camada, separando-se. 
2. Dobra em bainha quase fecha ou fecha nela mesma.
3. Dobra em cortina se forma com o eixo paralelo a lineação de estiramento sendo feição de dobra que pode ser observada em uma zona de cisalhamento.
4. Isoclinal onde os dois flancos mergulham para ângulos iguais na mesma direção/sentido. Pode ser: simétrico ou vertical, inclinado e recumbente. Dobrou com mais intensidade, sendo seus flancos mais ou menos paralelos.
5. Dobra em leque representada por dois flancos revirados e com mergulhos convergentes. Há polaridade estratigráfica normal somente na zona da crista. 
6. Homoclinal um grupo de camadas que apresentam mergulho regular, seguindo uma mesma direção e sem inversão das camadas.
7. Terraço estrutural camadas mergulham uniformemente no mesmo sentido e com mesmo valor angular.
8. Monoclinal ou flexão monoclinal é a dobra em que se dá o encurvamento de apenas uma parte das camadas, permanecendo as demais na sua posição original, flexão em forma de degraus, passando de suaves mergulhos a mergulhos fortes.
9. Dobras intrafoliares/rootless fold são dobras sem raiz geradas por cisalhamento ou transposição de estratos (shear-folds).
Dobras em cúspide
Dobras intrafoliares
10. Dobras harmônicas guardam proporções entre flancos e os pontos de charneira estão alinhados.
11. Dobras desarmônicas não guardam proporções entre os flancos e os pontos de charneira estão desalinhadas entre si.
Dobras e harmônicas e desarmônicas 
12. Dobra deitada é a dobra em que o plano axial é (essencialmente) horizontal.
13. Domo é uma estrutura ampla, convexidade voltada para cima, camadas mergulham em todas as direções, de maneira mais ou menos igual, a partir de um centro comum.
14. Bacia estrutural ou tectônica é uma dobra ampla, convexidade aponta para baixo, as camadas mergulham de todas as direções p/ um centro comum. 
 
15. Dobra neutra quando a charneira e o eixo da dobra são na horizontal, a abertura da dobra também é na horizontal.
16. Dobras cônicas (acilíndrica) como se envolvesse um cone. Possuindo a crista ou a calha (região de charneira mais curva). Eixo curvo.
17. Dobras cilíndricas regiões de charneira como calha e crista são retas. Eixo reto.
· Pode ocorrer novos dobramentos em cima dos antigos onde o mais novo pode modificar a forma do exido do plano axial, da charneira.
17. Dobra parasita dobra menor que foi gerada no mesmo evento de uma dobra maior. – Plano axial como se fosse o plano bissetor entre flancos, dividindo os ângulos entre flancos em dois ângulos iguais (na teoria). 
– Na prática, o plano axial não está exatamente no plano bissetor dois flancos (que divide o flanco). 
– Por que a superfície axial não está junto do plano bissetor? Devido as camadas de um flanco não terem a mesma espessura do outro flanco, as camadas eram originalmente horizontais, porém quando ocorreu o dobramento um flanco foi mais adelgaçado que o outro, fazendo com que a linha de crista não ficasse em cima da outra crista (se o flanco 2 fosse igual ao flanco 1, a linha de crista estaria sobre a outra linha de crista, fazendo coincidir, a bissetriz do ângulo entre os flancos). 
– Flancos desiguais são comuns em áreas de deformação muito intensas. 
– Quanto mais intensa a deformação e mais cisalhamento tem junto a deformação, será comum ver plano/superfície axial diferente do plano bissetor entre os flancos.
– São pequenas dobras que se desenvolvem no longode uma dobra maior. 
– Orientação estática dos eixos e dos planos axiais dessas pequenas dobras. Correspondem a orientação da dobra maior.
– Correspondem à orientação da dobra maior e são denominadas de dobras parasitas na forma de Z, M ou S, ou seja, possuem similar orientação dos eixos e dos planos axiais das dobras maiores. – Também podem ser geradas em regimes de cisalhamento simples.
Dobras de arrasto e/ou dobras parasitas
18. Dobra normal flancos estão indo para sentidos (mergulhos) opostos, como por exemplo flanco adelgaçado vai para a esquerda e o flanco espessado vai para a direita. É uma dobra normal.
19. Dobra revirada quando dois flancos indo (mergulham) para o mesmo sentido, como por exemplo flanco normal e flanco espesso. Toda dobra revirada é assimétrica.
20. Dobra simétrica possui uma superfície envoltória/envelope. Flancos mergulham para lados opostos. O plano axial é vertical ou subvertical. É a dobra em que os dois flancos possuem o mesmo ângulo de mergulho. Em dobra parasita possui um em padrão M.
21. Dobra assimétrica cada um dos flancos terá ângulos diferentes (flanco que mergulha menos e outro que mergulha mais), onde um ângulo é mais curto e outro mais longo. O plano axial vertical está fora da vertical. Em dobra parasita possui um em padrão Z.
Ângulo mais curto e outro mais longo, no padrão em S.
· Padrão em M, Z e S são em relação a dobras parasitas, pois elas lembram essas letras.
· Em zonas de cisalhamento é mais comum, a dobra com o eixo paralelo ao estiramento.
· Vergência da dobra ao olhar para a dobra, na parte do material dobrado, para onde estava ocorrendo o movimento. Observe para onde o plano axial está inclinado. Para onde a charneira do antiformal aponta é onde terá a vergência. 
– Para a dobra ter vergência precisa ser assimétrica, se for simétrica não terá vergência, como por exemplo, dobra com dois ângulos semelhantes. 
– A vergência da dobra diz qual o sentido do estiramento ou onde está ocorrendo a deformação. 
– Porém em zona de cisalhamento a vergência pode não indicar o sentido do movimento. 
– Qualquer que seja a escala de observação, uma estrutura só pode ser interpretada a partir do da indicação de sua vergência, isto é, o mergulho geral dos planos axiais de dobras de uma mesma fase de dobramento é conhecido no âmbito de um sítio tectônico unitário ou individualizável. 
– É importante observar que a vergência em uma cadeia de montanhas, ou em uma zona dobrada é, por definição, o movimento de massas rochosas das zonas internas (da placa superior) em direção às zonas externas (placa inferior ou subductante), são controlados pelos processos de subducção nas zonas externas.
· Parte mais externa da dobra terá fratura de extensão e parte interna terá uma fratura de compressão.
· Dentro da zona de cisalhamento a tendência é que as rochas sejam isoclinais. 
· Nem todo dobramento gera uma foliação, principalmente se a dobra é suave ou aberta, quanto mais a dobra for fechada, apertada, isoclinal é mais provável de ter uma nova foliação sendo gerada durante o processo que causa dobramento da rocha. Quanto menor o ângulo entre os flancos, tem a ver com a competência das rochas e a escala de observação.
· Amplitude e comprimento de onda
– Amplitude é a distância entre o ponto de crista ou ponto de calha, até a superfície mediana. O comprimento da onda é a distância ao longo da superfície mediana entre dois pontos de inflexão, mas não dois pontos seguidos (pula um).
A = amplitude
W = comprimento da onda
I =linha de inflexão/superfície mediana
· Superfícies dobradas simples, quando as relações estratigráficas de suas rochas são desconhecidas entre si são denominadas de:
– Antiformal/antiforme dobra e a charneira dela, aponta para cima. Flancos convergem para a parte superior e a dobra assume uma forma convexa.
– Sinformal/sinforme dobra e a charneira dela, aponta para baixo. Flancos convergem para a parte inferior e a dobra assume uma forma côncava.
· Num conjunto de camadas dobradas, sempre terá a intercalação de um antiformal e sinformal, uma falha ou intrusão pode interromper essa intercalação. 
· Sinclinal e anticlinal para dizer se é anticlinal ou sinclinal deve conhecer a estratigrafia da área analisada, saber qual é a mais antiga e a mais nova.
– Anticlinal uma antiforme com a rochas mais velhas no núcleo (estratigrafia normal). Quando a camada mais antiga (1) tiver na parte mais central (topo) da dobra, onde a dobra está mais fechada. Podendo ser simétrica ou não.Anticlinal simétrica
Anticlinal assimétrica
	 
– Sinclinal quando a camada mais a nova (3) estiver na parte (topo) mais fechada da dobra. É uma sinforme com as rochas mais jovens no núcleo (estratigrafia normal). Podendo ser simétrica ou não. 	 
Sinclinal simétrica 	 
Sinclinal assimétrica 	 
· Quando há inversão de camadas (sequência estratigráfica invertida), um redobramento terá:
– Sinclinal Antifórmico: Antiforme com as rochas mais antigas nas bordas.
– Anticlinal Sinfórmico: Sinforme com as rochas mais antigas no núcleo.
· Quando apresentadas em grande escala, recebem os nomes de:
– Anticlinório um anticlíneo ou antiforma de grande escala, que atravessa quilômetros de extensão, contendo pequenos sinclíneos e anticlíneos de menor escala (segunda ordem, terceira ordem e sucessivamente de ordem menores).
– Sinclinório um sinclíneo ou sinforma de grande escala, que atravessa quilômetros de extensão, contendo pequenos sinclíneos e anticlíneos de menor escala (segunda ordem, terceira ordem e sucessivamente).
· Estratigrafia invertida onde tiver um antiformal terá um sinclinal e onde tiver um sinformal terá um anticlinal. É um dobramento seguido de outro dobramento. É um anticlinal, parte (parte mais antiga) A3, porém na parte C3 (parte mais nova) é um sinclinal. B3 é um sinformal, porém no 1 que é a rocha mais antiga é anticlinal.
· Superfície envoltória traça uma linha no ponto da calha, ou de inflexão ou de crista. Mesmo em ambiente de deformação dúctil pode ter rochas mais competente em que parte do seu comportamento pode ter um comportamento mais rúptil. Se um flanco for mais adelgaçado o outro será mais espessado.
· Classificação de Fleuty diagrama mostra as possibilidades de classificar as dobras relativamente ao mergulho do eixo (da linha de classificar as dobras relativamente ao mergulho do eixo (ou da linha de charneira) e do mergulho da superfície axial.
· Reconhecimento de dobras 
 
· Processos de dobras
1. Cisalhamento mecanismo em baixos valores de pressão e temperatura, é o caracterizado pelas descontinuidades
2. Flexão quando as rochas adquirem certa ductibilidade, começam a se deformar sem se quebrar e começarão a se formar estruturas plásticas, como dobras isópacas num primeiro estágio.
3. Achatamento num estágio mais evoluído da deformação, mais dúctil, os elementos esféricos serão transformados em elipsóides achatados. As dobras serão anisópacas e a xistosidade começará a aparecer.
4. Dobramento de Fluxo chega-se então, a uma profundidade maior, mais próxima daquela dos processos de fusão, com as rochas se comportando de maneira muito viscosa.
· Classificação baseada na relação entre as superfícies sucessivas dobradas
Classificação de Van Hise (1894) dois tipos fundamentais de relações entre as superfícies dobradas:
1. Dobras paralelas (concêntricas ou flexurais) dobras isópacas que possuem espessura ortogonal constante, enquanto que a espessura paralela ao plano axial aumenta ao se distanciar da charneira. A dimensão das dobras isópacas é controlada pela espessura do leito mais competente.
2. Dobras similares onde a espessura ortogonal varia, decrescendo à medida que se afasta da charneira.
Classificação de Ramsay (1967) descritiva das formas geométricas, a partir da qual chega-se às características genéticas da dobra. Para a utilização da classificaçãoleva-se em conta as linhas de igual inclinação da camada chamadas isógonas de mergulho. É baseada no grau de curvatura interno e externo da dobra.
1. Depende da forma em perfil da dobra. Trata-se de uma camada individual, limitada por duas superfícies dobradas e nas mudanças na inclinação das duas superfícies.
2. O método ressalta uma propriedade importante das dobras não afetam um número ilimitado de estratos sem que haja alteração da sua forma.
Dobras Rowland
– Dobra suave ângulo entre 120º - 180º
– Dobra aberta ângulo entre 70º - 120º
– Dobra fechada ângulo entre 30º - 70º
– Dobra cerrada/apertada ângulo entre 10º - 30º
– Dobra isoclinal ângulo de 0º - 10° 
– Dobra elástica ângulos negativos
· Tipos de dobras em imagem
Dobra parasítica padrão em M.
Dobra parasítica/parasita padrão em S.
Charneira padrão em M, flanco com padrão em Z, foliação muito forte de impartion rompide, padrão em S pouco visível. 
Dobra com padrão em S.
Dobra em cúspide e lóbulos
Dobra em chevron
Dobra em caixa
Dobra em caixa
Dobra ptgmática, quando uma rocha é bem mais competente que outra, em contato, o conjunto é todo dobrado, a mais competente com volume menor do que a menos competente, parte branquinha é mais antiga foi dobrada, sendo um veio.
Dobra com uma charneira mais arredondada.
Dobra paralela a direção de estiramento, tende a ser isoclinal, assimétrica, possui um flanco mais longo e flanco mais curto.
Essa estrutura é contato entre duas rochas diferentes, tendo uma clivagem de crenulação que deve ter uma estrutura que foi dobrada, há uma foliação que não é exatamente paralela entre o contato entre as duas rochas não faz um ângulo muito grande tendo 3 estruturas, e o acamamento sedimentar que é uma estrutura primária que é o S0.
Duas foliações, em que uma está sendo toda dobrada e uma clivagem de crenulação sendo gerada durante o dobramento, foliação paralela ao plano axial não se desenvolve passando nas charneiras, se desenvolve no flanco mais adelgaçado.
Variação de esforço sendo composicional quartzo e um mineral micáceo, clivagem de crenulação e contato está dobrado.
Xisto todo crenulado, tem uma foliação mais antiga que está toda crenulada.
Dobra Kirk
Explicando uma dobra
Diferença de competência, sendo estruturas em mullions.
Dobra de arrasto, a depender da rocha num ambiente mais rúptil, onde predomina falha, localmente pode ter um dobramento devido a um arrasto da estrutura pré-existente, formando uma dobra de arrasto ao longo de uma falha ou ao longo de uma zona de cisalhamento, são dobras associadas ao ambiente onde predomina falha.
Dobra em bainha é perpendicular a direção de estiramento e perpendicular a lineação de estiramento. Dá uma volta e fecha nela mesma, ambiente de zona de cisalhamento, com estiramento muito forte.
Dobra em cortina em ambiente de zona de cisalhamento, onde o eixo é paralelo ao eixo da lineação de estiramento.
Diferença de cor reflete o acamamento primário da rocha.
Dobra assimétrica e revirada (o flanco que mergulha mais tem um mergulho pro mesmo lado do flanco que mergulha menos), onde um flanco mergulha mais e outro mergulha menos, aqui o plano axial terá uma inclinação (no quadrante do flanco que mergulha menos) no flanco normal a foliação mais nova, ângulo de mergulho maior que a foliação mais antiga que foi dobrada no flanco invertido, o acamamento sedimentar têm um mergulho mais íngreme, e a foliação mais nova é mais suave.
Dobra inclinada, com um flanco mais suave e outro mais íngreme onde no flanco mais suave, onde a estrutura mais antiga (dobra mais antiga redobrada por uma dobra mais nova) mergulha menos em relação a estrutura mais nova, que mergulha mais, e que foi gerada nesse dobramento. No flanco invertido é mais íngreme onde a estrutura mais antiga, tem um mergulho mais íngreme e a estrutura mais nova tem um mergulho mais suave. Dobramento suave onde a rocha não foi tão comprimida, sendo os minerais reorientados para gerar uma nova foliação (na dobra mais apertada).
Camada mais clara foi dobrada, menos competente, é mais apertada tendo uma forma cúspide, a rocha menos competente na parte interna da dobra tem um formato mais lobado, já a camada (rocha mais escura) mais competente não vê foliação (pois os minerais da rocha menos competente não estão se reorientando para gerar uma foliação) associada a esse dobramento, fraturas visíveis nessa rocha mais competente que são geradas durante a deformação.
Dobra formada pelo arrasto em uma zona de cisalhamento (parte do meio) em um lado da charneira verá a zona de cisalhamento e nessa zona fica tudo mais adelgaçado podendo romper ou não e do outro lado vê outra charneira.
Houve algum arrasto na zona de cisalhamento, há um pouco de FP bem localizada (não está na rocha toda) na rocha (onde está a seta), o aumento da temperatura está associado ao metamorfismo nessa zona de cisalhamento, mais para o fim desse caminho não há continuidade da foliação, a granulometria nessa parte (da seta) é um pouco mais grossa.
O contato com o anfibolito-gnaisse está todo dobrado, o traço da foliação principal do gnaisse é paralelo ou subparalelo ao plano axial dessa dobra.
os 
veios entraram nas fraturas, onde estas cortam toda a rocha, sendo mais novos de uma deformação rúptil que ocorreu em outro momento posterior à deformação dúctil, que dobrou este contato e gerou a foliação
Rocha mais competente (clara) ptigmática, seu volume no afloramento é menor que a rocha menos competente, as linhas (marcadas em vermelho) são os traços da foliação gerado por esse dobramento, sendo mais forte na rocha menos competente e na mais competente não.
· Sistema de Riedel são característicos de falhas de rejeito direcional, porém não exclusivos. As principais feições deste sistema são: 
1. Falha R/ Fratura de cisalhamento R/Fraturas de cisalhamento de Riedel as primeiras a se formar, perfaz um baixo ângulo com a zona geral de cisalhamento, mesmo sentido de deslizamento. 
– São sintéticas, com ângulos menores que 15°. 
– Com direção principal das falhas (“Y”).
2. Falha R’/Fraturas de Cisalhamento R’ fraturas antitéticas com ângulo de ~75°, com direção preferencial das falhas (Y).
– O eixo de maior stress (sigma/σ1) está na bissetriz do ângulo entre as falhas R e R’. 
– Com a evolução da deformação a falha R gira para ângulos menores em relação a Y, enquanto a falha R’ gira para ângulos maiores.
3. Falha P ou Fraturas de Cisalhamento P conjunto de falhas sintéticas com ângulo de ~10° com a direção principal das falhas (Y), desenvolvida em uma etapa posterior ao par conjugado R-R’. 
– Podem formar Fraturas de Tensão (fraturas T) e falhas normais, com traço paralelo ao sigma 1; falha reversa/falha de empurrão e dobra com traço do plano de falha e do plano axial paralelos ao eixo sigma/σ3.
Cisalhamento de Riedel
· Curvatura em Falha (Stepover) curvas ao longo de falhas de rejeito direcional são estruturas extensionais ou contracionais, dependendo do sentido de movimento e da direção da curvatura (para a direita ou para a esquerda).
– As estruturas contracionais incluem estilólitos, clivagens, dobras e falhas reversas, formam-se em curvas de restrição. Pode formar falhas subparalelas contracionais de rejeito oblíquo ou reverso, limitadas por dois segmentos de rejeito direcional e denominadas duplexes contracionais de rejeito direcional. As curvas de liberação formam-se onde uma falha sinistral se curva para a esquerda ou onde uma falha destral curva-se para a direita. Curvas produzem estruturas extensionais, como falhas normais e fraturas extensionais. 
– Séries de falhas extensionais paralelas e limitadas em ambos os lados por falhas de rejeito extensional são denominadas duplexes extensionais de rejeito direcional.
– As falhas normais geram estruturas negativas que podem ser preenchidas por sedimentos em várias escalas, são as bacias de pull-apart. Feição característicadessas curvas é a sua tendência para ramificação e alargamento para cima. 
– Estruturas de estruturas em flor, se forem associadas a curvas restritivas são consideras positiva.
– Associadas a curva de liberação são denominadas estruturas em flor negativa.
– O tipo de deformação que ocorre nessas curvas é denominado transpressão e transtensão. Esses modelos não precisam restringir-se às curvas de falha, pode dominar todo o comprimento de uma falha de rejeito direcional, se a falha ou zona de cisalhamento não for de rejeito direcional puro. – No caso de uma zona de cisalhamento, isso significa que há um desvio em relação ao cisalhamento simples.
· Transpressão o domínio de transpressão ocorre em ambiente de convergência ao longo de uma zona de cisalhamento transformante/transcorrente. 
– Falhas são reversas. 
– Gera pequenas elevações no relevo (monts). 
– Podendo ser mais íngreme na base em profundidade e ficando mais suave no topo quando há um corte vertical, esse conjunto tende a ser unificar em profundidade. 
– Gera uma estrutura em flor positiva, com regiões mais elevadas no centro e a parte da borda vai estar mais abatida. 
· Transtensão o domínio de transtensão é o qual ocorre abertura de espaço, as principais estruturas são falhas normais e fraturas. Pode bacias sedimentares, pode ter entrada de magma ou de algum fluido que pode gerar um veio. 
– Há formação de bacia pull apart, com depressão em que ocorre falhamento vertical e normal, sendo quase um hemi-graben, que desenvolve nesse tipo de domínio. 
– Ocorre em zona de cisalhamento no ambiente em que há divergência. 
– Há formação de estrutura em cálice/flor negativa, tendo uma região mais elevada na encosta e mais abatida no centro. 
Círculo com ponto = movimento indo na sua direção.
Círculo com X = movimento indo para dentro da tela.
Movimento de extensão, sendo um domínio de transtensão. Estrutura de cálice, de flor negativa.
Movimento principal sendo transcorrente onde há uma compressão indicada pelas setas, onde os dois blocos são comprimidos gerando falha reversa, sendo uma flor positiva. O domínio é de transpressão.
· Restraining 
– Restraining bend domínio de transpressão há convergência. Inflexão com retração.
– Releasing bend domínio de transtensão há divergência. Inflexão com liberação.
· Sucessões estratigráficas com grande deslocamento são denominadas alóctones (allochthonous).
· Sucessoes estratigráficas não deslocadas são denominadas autóctone (autochthonous).
· Sucessoes estratigraficas pouco deslocadas são denominadas de parautóctones (parautochthonous).
· Lasca tectônica (thrust shear) empilhamento litológico carregado pela falha de empurrão.
· Nappe lasca tectônica com movimentação superior a 10km.
· Klippe (outliers) fragmento isolado de uma falha de empurrão, rodeado por rocha da lasca tectônica inferior.
· Janela estrutural (window or inliers) buraco com rochas da lasca tectônica inferior rodeadas por rochas da lasca superior. 
· Complexos de núcleo metamórficos é constituído por um núcleo de rochas metamórficas exposto em uma janela através de rochas não metamórficas, sedimentares, de idade mais jovem. 
– Essas duas unidades ou placas são separadas por um deslocamento com evidências de significativo rejeito por cisalhamento. 
– O deslocamento é rúptil, sobrepondo-se a tramas miloníticas não coaxiais na placa inferior gnáissica. 
– Em geral, um complexo de núcleo metamórfico é controlado por uma zona de cisalhamento ou de deslocamento extensional de baixo ângulo, que se torna mais delgada na placa superior (capa), de modo que as rochas da placa metamórfica inferior ascendem isostaticamente e, posteriormente, são expostas em superfície. 
· Zona de Cisalhamento (ZC) região da crosta deformada. 
– São zonas planares de concentração de deformação que acomodam movimento relativo entre os blocos adjacentes. 
– Formadas por processos de cisalhamento (deslocamento de blocos), sendo zonas estreitas e alongadas caracterizadas por um conjunto de estruturas que testemunham processos de deformação da área. 
– Sempre há movimentação relativa entre os blocos nas zonas de cisalhamento. 
– Faz parte do limite rúptil-dúctil, onde já tem presença de recristalização da rocha. 
– A deformação gera tramas (envolve textura e mineralogia) e mineralogia que registram condições P-T (pode formar minerais durante a deformação, alguns podem resistir, outros não gerando uma cristalização durante a deformação), sentido de movimento e história de deformação. 
– Região de rochas deformadas. 
– Quando há uma deformação de uma rocha que tem foliação sem estar associada a uma zona de cisalhamento, o eixo da dobra ortogonal ou próximo de ortogonal, faz com que tenha um ângulo bem grande e lineação de estiramento com a direção na qual a rocha está estirando.
– Em uma zona de cisalhamento a dobra ou eixo da dobra começa a curvar devido ao estiramento ser tão forte. O eixo que era ortogonal dobra, curva e fica com o eixo esticado na direção do estiramento. Logo, é uma dobra que começa com eixo ortogonal e no próprio eixo vai curvando e ficando estirado na direção de estiramento, ficando paralelo a lineação de estiramento, quando isso ocorre forma uma dobra em bainha (sheath folds).
– Há lugares na zona de cisalhamento que pode ter FP (fusão parcial), onde não será possível ver nenhuma foliação, pois o material fundiu, cristalizou depois de forma lenta e a granulometria é mais grossa que a rocha que foi deformada.
– Nas zonas de cisalhamento favorece a ter percolação de fluídos (de forma mais intensa nessa zona do que uma rocha fora da zona de cisalhamento). A presença de fluídos favorece reações metamórficas.
· Classificação das Zonas de Cisalhamento Ramsay (1980)
1. Zonas de cisalhamento rúptil (ou frágil)/Zonas de falhas
– Há descontinuidade entre os dois setores separados pela zona.
– As paredes das zonas não são deformadas ou apresentam brechas.
– São atribuídas a rupturas controladas pelo limite das propriedades elásticas das rochas.
2. Zonas de cisalhamento rúptil – dúctil 
– Quando as feições das rupturas mostram deformação dúctil nas paredes da zona ou zonas. dominadas por deformações dúcteis mostrando, algumas descontinuidades.
3. Zonas de cisalhamento dúctil – rúptil
– Feições das rupturas mostram deformação dúctil nas paredes da zona ou zonas dominadas por deformações dúcteis mostrando, algumas descontinuidades.
 
4. Zonas de cisalhamento dúctil 
– A deformação e o deslocamento diferencial das paredes são acompanhadas por escoamento dúctil.
– Camadas que atravessam zonas de cisalhamento dúctil podem defletir ou afinar nas espessuras, todavia não se quebram.
– São zonas de deslocamento dúctil análogas a falhas, porém sem planos de fraturas desenvolvidos.
– São comuns nas rochas do embasamento (granito, gabro, gnaisse etc) que foram deformadas em condições de metamorfismo das fácies xisto verde, xisto azul, anfibolitos e granulito.
Principais características da Zona de Cisalhamento Dúctil 
– Deformação plástica
– Deformação plana (x > y = l > z)
– Deformação heterogênea
– Deformação heterogênea da deformação
– Sistema estreito em relação a extensão 
– Estiramento em uma direção, encurtamento numa segunda direção e deformação nula ou incipiente na terceira direção
– Aparecimento de uma feição planar e outra linear
– Não implica em alta em alta intensidade de deformação (α maior na zona que na encaixante)
Aspectos geométricos das Zona de Cisalhamento Dúctil 
– Margens pobremente definidas a deformação é muito baixa as margens
– Plano de cisalhamento contém os eixos x e y (paralelos as margens)
– Plano de movimento contém os eixos z e x
– Θ’ ângulo entre o eixo maior da elipse e a direção de x, dentro da zona
– Θ o mesmo ângulo fora da zona deformada
– α' ângulo entre x e uma feição planar dentro da zona
– α ângulo entre uma feição planar pré existe e a direção de x, fora da zona
· Deformação de feições planares pré existentes
– Pode ser atravessada por uma zona de cisalhamento dúctil, a feição planar tem suaorientação modificada. Essa modificação depende de a reação existente entre a orientação primária da feição planar com a direção e o sentido da movimentação. 
· Aleitamento tectônico ou acamadamento é caracterizado pela disposição paralelizada de faixas e lentes de rocha, como resultado do processo de cisalhamento não-coaxial. 
– Algumas das faixas podem ser deslocadas por distâncias consideráveis caracterizando, em alguns casos um forte aloctonismo.
– O aleitamento é paralelo a foliação milonítica, podendo deduzir o plano xy da deformação finita e o eixo Z. Corpos sigmoidais prestam-se para indicar o sentido de rotação.
– O reconhecimento do aleitamento tectônico é fundamental na importância para a interpretação estratigráfica de áreas deformadas.
· Pseudotaquilito pode ter vidro (não tem a ver com magma vulcânico), é gerado ao longo de uma zona de cisalhamento, quando tem um movimento entre os blocos gerando um atrito muito forte, gera calor ao longo do plano e quando a temperatura está muito alta rocha funde (somente ao longo desse plano, é bem rápido, quando o movimento cessa a temperatura volta ao normal) e resfria de forma muito rápida não dando tempo para gerar nenhum mineral, logo forma vidro. 
– É difícil de ver um pseudotaquilito em zonas de cisalhamento em níveis crustais mais profundos. – A espessura é de milímetros a poucos centímetros.
Pseudotaquilito comum em zonas de transição de ambiente rúptil-dúctil.
· Milonitos são rochas com forte foliação e lineação, apresentam em sua trama evidências de intensa deformação dúctil, ambiente dúctil, elementos com simetria monoclínica. A trama do milonito é de uma matriz muito fina/granulometria fina. 
– Zonas dúcteis.
– O limite entre milonitos e não milonitos é vago. 
– Milonitos são rochas retrógradas. 
– Quando há menos de 10% de matriz não classifica como milonito.
– A diferença entre protomilonito, milonito e ultramilonito é a intensidade de deformação. 
– Classificação de milonito: rocha, mas o termo milonito não fala nada sobre a composição (química ou mineralógica) daquela rocha. Logo, qualquer rocha pode ser deformada em ambiente dúctil e passar a ter a trama de milonito (milonito é a trama da rocha).
1. Litotipos e composição mineral;
2. Classificar em baixo (xisto verde ~500°C), médio (anfibolito ~600-650°C) e alto grau (granulito) metamórfico;
3. Porcentagem de matriz em relação as porfiroclastos. 
· Intensidade da deformação se for a mesma rocha parental
– Protomilonito rocha entre 10-50% de matriz, entre 90-50% de porfiroclasto.
– Milonito entre 50-90% de matriz, entre 50-10% de porfiroclasto. Deformação menos intensa.
– Ultramilonito rocha com mais de 90% de matriz. Menos de 10% de porfiroclasto. Deformação mais intensa.
· Fatores que influenciam a formação de milonitos
– Temperatura e pressão litostática
– Intensidade da deformação
– Rocha parental
– Taxa de deformação
– Fluidos favorecem reações metamórficas e surgimento de minerais metamórficos contemporâneos durante a deformação que está gerando milonitos.
· O que ocorre no ambiente rúptil quando a rocha sofre o processo de milonitização é a recristalização da estrutura interna dos minerais. 
· Definição de milonito
– Lapworth (1883): Rocha formada na zona de cisalhamento. Moine (zona de cisalhamento na Escócia) essencialmente por um processo de moagem.
– Mawer (1986): Milonitos ocorrem em zonas de cisalhamento. São formados principalmente por processos de deformação dúctil. Costumam ter foliação e lineação bem definidas e mostram uma redução de tamanho de grão comparado com as rochas parental/protólito (rocha antes da deformação). Milonitos costuma conter estruturas assimétricas diagnósticas (indicadores cinemáticos), como por exemplo porfiroclastos rotacionados e texturas S-C. Zonas miloníticas podem se desenvolver em qualquer escala e a partir de rochas de qualquer composição.
· Relação entre quartzo e feldspato 
– O quartzo é o primeiro que começa a sofrer recristalização, em condições de fácies de xisto verde ~370°C. 
– O feldspato sofre recristalização ~ 550°C, na fácies anfibolito, antes seu comportamento é rúptil quebra/fratura, sem sofrer recristalização.
– Comportamento dos minerais relacionados principalmente com a temperatura. 
– Linha vermelha mostra o comportamento do mineral no ambiente rúptil no processo de quebra pode gerar fratura, fragmentos angulosos sem recristalização. 
– Linha azul indica o momento que o mineral começa a sofrer o processo de recristalização.
– Área em que o quartzo começa a sofrer recristalização e o feldspato ainda não, é chamada de formação de milonito de baixa temperatura (~250-500°C), com uma matriz composta de quartzo recristalizado por alguma mica ou algum outro mineral preto durante o metamorfismo e o feldspato não sofrerá recristalização logo terá muito porfiroclastos de feldspato.
– Quando o feldspato começa a sofrer recristalização, mas ainda estando em uma temperatura em que parte dele ainda fica preservado terá um milonito de media temperatura ou médio grau (~500-650°C). Matriz composta por quartzo e feldspato com parte como porfiroclastos (com menos porfiroclastos em relação aos milonitos de baixa T).
– Milonitos de alta temperatura acima de 650°C onde quartzo e feldspato são recristalizados de forma iguais, sem sobrar quase anda de feldspato como porfiroclastos (quando sobra é devido ter um mineral maior que a sua volta). Quanto mais alta a temperatura na qual formou o milonito maior a chance de sofrer recristalização estática e apagar a estrutura gerada pela recristalização dinâmica. Corpo 1 que intrudiu o gnaisse que foi dobrado possuía uma granulometria mais grossa que a do gnaisse, esse corpo que está dobrado tem flanco e charneira, flanco e charneira e foi rompido e sem ligação com o corpo 2. Foliação milonitíca que foi gerada durante a deformação foi rompida (ver o gnaisse do meio) e essa foliação é paralela ao plano axial dessas dobras nessa zona de cisalhamento. Sendo chamada de dobra sem raiz, pois não é possível ver a continuidade dela. Corpo 1 chamado de protomilonito e milonito.
Dobras em zonas de cisalhamento geralmente é sem raiz. Foliação milonitíca paralela ao plano axial.
· Porfiroclasto mineral que resistiu a recristalização, fica maior que a matriz, ele não cresce e não diminui de tamanho. 
– Alguns minerais podem resistir totalmente ou em parte ao processo de recristalização é chamado de porfiroclastos, ficam maior que a matriz. É um mineral que registra a cristalização no milonito e que terá um tamanho maior que a matriz a sua volta no milonito.
· Porfiroblasto é um mineral que cresce durante um processo metamórfico e com um tamanho maior que a matriz a sua volta.Porfiroclasto manteado, mistura de delta com sigma.
Porfiroclasto tipo delta, com vergência da dobra é destral.
· O corte adequado para ver os indicadores cinemáticos 
– Há 3 cortes ortogonais entre si. Representa diferentes estruturas que podem ter em uma zona de cisalhamento. 
– O corte 1 é paralelo a foliação milonitíca dessa zona de cisalhamento. 
– Corte 2 e 3 são perpendiculares, a foliação milonítica e paralelo a lineação de estiramento. 
– Falha em zona de cisalhamento, com o aumento da profundidade, em um nível crustal mais raso há o ambiente rúptil onde o principal processo é a moagem, quebra da rocha gerando brecha tectônica.
– Na transição do rúptil para o dúctil pode ter pseudotraquilito.
No ambiente dúctil onde ocorre as zonas de cisalhamento, se desenvolve os milonitos.
· Quando há o aumento da temperatura em reações metamórficas os minerais e as rochas vão ficando cada vez mais anidros (seco). Dificultando ter uma reação metamórfica. 
· As vezes a temperatura do metamorfismo pode ser maior que as rochas de seu entono ou mais baixas que as rochas do entorno.
· Quando há um aumento da deformação começa a aparecer subgrãos no mineral.
· Mecanismos de deformação 
A – é o mineral antes de sofrer recristalização no ambiente rúptil onde o mineral é todo triturado tendo vários pedaçosdele de forma pequena ou angulosa através do processo de moagem.
B – é o mineral depois que sofre o processo de recristalização. O grão era grande e se transformou em grãos menores e algumas partes foram mais resistentes a recristalização. Processo de diminuição da granulometria por recristalização.
· Recristalização é da borda para o centro. Durante a recristalização ocorre diminuição do tamanho dos grãos. Todo mineral que for recristalizado vai formar uma matriz de granulometria muito fina. Há dois tipos de recristalização:
1. Recristalização dinâmica onde seus processos vão ocorrer enquanto a deformação estiver ocorrendo no mineral ou rocha. 
– Três tipos principais de recristalização: bulging, rotação de subgrãos e migração de limite de grão. 
– Durante a deformação quando há esforço sendo aplicado sobre a rocha.
1.1. Bulging (BGL) no limite entre um grão e outro começa a formar novos grãos bem pequenos de forma localizada. 
1.2. – Temperatura mais baixa.
1.2. Rotação de subgrãos/subgrain rotation (SGR) quando os novos grãos e formam tendem a ficar com o eixo principal mais ou menos paralelo.
1.3. Migração de limites de grãos/grain boundary migration (GBM) fica irregular. Esse processo ocorre quando tem grãos de minerais iguais em contato (como por exemplo cristal de quartzo e quartzo terá uma migração de limites de grão). 
– Quando há minerais diferentes como por exemplo uma mica em contato com quartzo não terá nenhum processo de migração de limite de grão e bulging ao longo desse contato.
– Temperatura mais alta.
2. Recristalização estática ocorre quando a deformação cessa/término do esforço/força que estava sendo aplicado sobre a rocha. Ainda tem temperatura elevada para ocorrer recristalização do mineral (sendo controlado pela temperatura). 
– Tende ao aumento de tamanho dos minerais e que os contatos fiquem mais retilíneos. 
– Pode apagar quase totalmente a trama da recristalização dinâmica. 
– Pode mascarar quase completamente a evidencia de recristalização durante a deformação.
· Provas
Prova 3/P3
1 – Linha de Charneira é quando um flanco encontra o outro, sendo a região de maior curvatura da superfície dobrada.
2 – Eixo da Dobra é uma linha paralela ao eixo do cilindro que gerou a superfície dobrada, e está contida no plano axial da dobra.
3 e 4 – Flancos são os lados da dobra, fazem parte de duas dobras seguidas que são separadas pela charneira.
5 – Pontos de Charneira é o ponto de extrema curvatura de uma superfície dobrada.
6 – Traço Axial é uma linha teórica que une dois pontos de charneira ao longo de uma dobra.
7 – Ponto de Inflexão é o ponto a partir do qual define um antiformal ou sinformal, onde o plano muda a sua declividade (é quando passa de um sinformal para um antiformal ou vice-versa).
8 – Ângulo Interflancos é o ângulo do interior entre os dois flancos de uma dobra, refletindo a quantidade de deformação que houve durante um dobramento.
9 – Amplitude é a distância entre o ponto de crista ou ponto de falha indo até a superfície mediana.
10 – Comprimento de Onda é considerada a distância ao longo da superfície mediana entre dois pontos de inflexão, mas não entre dois pontos seguidos.
11 – Linha de Inflexão é a superfície que contém os pontos de inflexão sendo considera uma linha média.
12 – Superfície/Plano Axial é o plano que contém todos os pontos ou linhas de charneira em uma mesma sucessão de superfícies dobradas.
A – Dobra Acilíndrica/Cônica possui um eixo curvo, logo sua crista ou calha serão mais curvas. 
B – Dobra Cilíndrica possui um eixo reto, logo as regiões de charneira como calha e crista são retas.
C – Antiformal quando a charneira da dobra aponta para cima.
D – Sinformal quando a charneira da dobra aponta para baixo.
Mullions são estruturas secundarias lineares que são restritas a interface entre rochas de competências diferentes, sendo considerado uma feição linear e sendo uma camada que foi estirada. É exposto o contato entre uma rocha mais e menos competente (mullions são vistos em um corte paralelo entre essas camadas) através da erosão. Não ocorre de forma separada. Ocorre na direção do eixo Y ou sigma 2. 
Boudins são camadas de rochas competentes que foram estiradas durante a deformação no ambiente dúctil, podendo ser segmentadas ou não. No elipsoíde de stress o eixo X é o de estiramento e o eixo Z é o de encurtamento. É visto no corte perpendicular a camada de rocha mais competente. Quando visto em rochas que foram dobradas os boudins estão presentes nos flancos dessas dobras onde seu eixo mais longo será orientado na direção do eixo da dobra.
O lineamento é um termo utilizado para qualquer representação do terreno, utilizado em escalas de mapas topográficos, fotografias aéreas, imagens de satélites ou em modelos digitais de terreno e na maioria das vezes, corresponde a intersecção de estruturas planas, como fraturas e foliações, com a superfície do terreno. São feições relacionadas a algum tipo de estrutura ou não. 
A lineação é um termo usado para descrever elementos lineares em uma rocha. Pode ser primária como cristas de marcas de onda, imbricamento de seixos e orientação de fenocristal no magma. Ou secundária como interseção, crenulação e estiramento. O lineamento pode ser definido através de uma lineação, quando a estrutura formar uma lineação irá caracterizar uma feição linear.
Prova 4/P4
Explique o que são domínios de transtensão e de transpressão, aonde ocorrem e que estruturas podem ocorrem em cada domínio?
R: O domínio de transpressão ocorre em ambiente de convergência ao longo de uma zona de cisalhamento transformante/transcorrente. Nesse tipo de domínio as falhas ao invés de serem normais, serão reversas. Gera pequenas elevações no relevo (monts). Podendo ser mais íngremes na base em profundidade e ficando mais suave no topo quando há um corte vertical esse conjunto de falha reversa tendem a ser unificar em profundidade. Gera uma estrutura em flor positiva, com regiões mais elevadas no centro e a parte da borda estará mais abatida.
O domínio de transtensão é o qual ocorre abertura de espaço, onde as principais estruturas são falhas normais e fraturas. Pode bacias sedimentares, pode ter entrada de magma ou de algum fluido que pode gerar um veio. Há formação de bacia pull apart (depressão em que ocorre falhamento vertical e normal, sendo quase um hemi-graben) que desenvolve nesse tipo de domínio. Ocorre em zona de cisalhamento no ambiente em que há divergência. Há formação de estrutura em cálice ou estrutura em flor negativa, tendo uma região mais elevada na encosta e mais abatida no centro. 
Explique o que é falha sintética, antitética, de crescimento, horst e graben? Estas estruturas são características de qual ambiente tectônico?
R: A falha sintética é considerada uma falha secundária onde seu sentido de mergulho é no mesmo sentido da falha principal. Já a falha antitética o seu sentido de mergulho é na direção contrária da falha principal. A falha de crescimento é considerada uma falha sin-sedimentares na qual a espessura das camadas próximo ao plano de falha é maior que em outros locais, devido ao fundamento ser concomitante com a deposição. A falha de descolamento é considerada uma falha normal com baixo ângulo que separa os blocos inferiores que não são falhados de blocos superiores falhados e deformados. O horst é um bloco soerguido que é limitado por duas falhas normais, que mergulham para direções opostas. O graben é um bloco abatido que é limitado por duas falhas normais. Sendo essas estruturas características de um ambiente divergente, onde há um predomínio de falhas normais.
Explique como avaliar a intensidade de deformação através da relação de eixo de dobra e lineação de estiramento gerados contemporaneamente.
R: Quando há uma deformação de uma rocha que tem foliação sem estar associada a uma zona de cisalhamento, o eixo da dobra ortogonal ou próximo de ortogonal em que faça um ângulo bem grande tendo uma lineação de estiramento com a direção na qual a rocha está estirando. Em uma zona de cisalhamentoa dobra e o eixo da dobra começa a curvar devido ao estiramento ser tão forte. E o eixo que era ortogonal vai dobrando, curvando e ficando com o eixo esticado na direção do estiramento. Logo, é uma dobra que começa com eixo ortogonal e no próprio eixo vai curvando e ficando estirado na direção de estiramento, ficando paralelo a lineação de estiramento, quando isso ocorre forma uma dobra em bainha (sheath folds). É viável dizer a intensidade da deformação através da angulação entre o eixo da dobra e a lineação de estiramento, se tiver uma maior angulação entre eles corresponderá a uma deformação em que terá um estágio mais inicial, se a angulação for menor entre eles terá uma deformação em um estágio mais avançado.
 ~ Estrutural I Prática ~
· Atitude dos planos estruturais
– Direção é a orientação em relação ao norte, da linha resultante da interseção do plano da camada com o plano horizontal.
– Mergulho é o ângulo diedro formado pelo plano da camada com o plano horizontal, tomado perpendicularmente a sua direção. Camadas horizontais apresentam um mergulho de 00. 
· 045° / 50° onde 045° é o sentido de mergulho e 50° ângulo de mergulho, mostra de quantos graus é o mergulho desse plano. 
· O ângulo de mergulho varia de 0° quando o plano é horizontal, até 90° quando o plano é vertical. Logo varia de 0° a 90° usando como referência a superfície horizontal. Não pode ter um ângulo de mergulho de 100°. É o ângulo que o plano faz em uma superfície horizontal.
· O sentido de mergulho mostra para onde esse ângulo está inclinado (para onde o plano mergulha) em relação ao norte. Pode variar de 0° a 360°.
· Strike/rumo/direção o strike (linha horizontal) de uma camada é a interseção de um plano com uma superfície horizontal, sendo uma linha imaginária (a interseção entre dois planos é uma linha). A interseção da bússola com o plano vai ser a direção do strike. Indica para qual direção segue o plano. Todo plano tem strike. O movimento de um rejeito de uma falha direcional/falha strike slip é paralelo ao strike do plano de falha. A direção do strike de um plano com o sentido de mergulho desse plano sempre é 90°, sendo esses dois elementos ortogonais (ao sentido de mergulho do plano) entre si. O strike pode ser medido em relação a qualquer uma das extremidades. Porém por costume utiliza mais as extremidades que apontam para norte, noroeste e nordeste.
· Plano de mergulho indica para onde o plano está inclinado.
· Em uma estrutura linear não tem strike. A lineação é uma linha. A interseção de uma linha com um plano que representa uma superfície horizontal é um ponto.
· Na notação dip/dip mede o sentido de mergulho do plano e o ângulo de mergulho. O strike está a 90° do sentido de mergulho.
· Na notação strike-dip mede o strike do plano. Mede a direção do strike do plano e o ângulo de mergulho desse plano. Sendo dois elementos diferentes do mesmo plano.
· Qualquer estrutura seja planar ou linear, quanto mais suave for o ângulo de mergulho (quanto mais próximo da horizontal a estrutura tiver) mais perto da borda que vai plotar. Quanto mais íngreme a estrutura (quanto maior for o ângulo de mergulho se for planar ou ângulo caimento se for linear) mais perto do centro da rede que vai plotar.
· Se a estrutura for planar a rede representa um plano, quando plotar uma estrutura planar o desenho da rede vai ser uma interseção entre o plano que está representando com o plano da rede, sendo uma interseção entre dois planos. 
· Na rede a estrutura linear é representada por um ponto. 
· Quanto mais perto da borda o ponto, mais próximo de uma estrutura horizontal estará. Quando o ponto está mais perto do centro, mais íngreme será a estrutura. 
· Declinação magnética: é quando o ângulo entre o norte magnético e o norte geográfico é o ângulo de declinação magnética.
· Declinação magnética quando varia - (menos), significa que ela varia para oeste. Crescendo/variando a -8 minutos (menos oito) a cada ano. Exemplo há 40 anos atrás possuía uma inclinação de -18° do ângulo e 13 minutos = -18° 13’. Para calcular a declinação magnética para hoje 8 (minutos)X40 (anos) = 320 minutos dividindo por 60 (60 minutos = 1 hora) = 5,3° = 5°
8x40=320 
320/60=5,3° logo 5° = 300 minutos, sobrando 20 minutos. Terá 5° e 20 minutos. Somando com -18°+5° = 23 ° e 13+20 = 33 minutos. 23° 33’. Irá declinar a bússola a -23°.
· O que atrai a agulha da bússola é o campo magnético da Terra. O norte geográfico não atrai a agulha da bússola.
· A interseção da bússola com o plano vai ser o strike.
· Para saber o sentido de mergulho ou calcular o strike vai somar ou diminuir 90°.
– O sentido mergulho é de 40° e o ângulo de mergulho é 40°. O strike vai está a 90° do sentido de mergulho. Anda 90° no sentido anti horário e terá que diminuir o valor de 40°, faltando 50° para completar 90°.
– O ângulo entre o Norte e o strike será de 50°, por isso N pois está partindo do Norte 50° que é o ângulo restante para chegar a oeste (para onde está indo) = N50W sendo essa direção a do strike.
A soma de 40° com a outra extremidade que é 90° dá 130°, se movendo em relação ao sul pois devido se mover em relação ao S que é 180° e o valor de 180° para chegar a 130° é de 50°, por isso = S50E. A letra S significa que está partindo para o sul andando 50° até chegar na direção do strike em direção ao leste (E), por isso S = S30E. podendo escrever N50W ou S50E ambas as formas estão corretas, porém é mais comum o uso em relação ao norte.
· Rake/ Obliquidade/Ângulo de Pitch é o ângulo entre a lineação e o strike do plano. Usando um estereograma calcula a altitude da lineação. Utiliza um transferidor, se não tiver um, utiliza a bússola. É importante que esse ângulo seja medido sobre o plano da foliação em um afloramento. Sendo referente a uma estrutura linear. Um tipo de lineação contida em determinado plano. O valor de Rake pode variar de 0°, quando a lineação é paralela ao strike, até 90° quando a lineação é paralela ao sentido de mergulho. Logo, o Rake varia de 0° a 90°.
· Datum é um determinado local em que se tem a coordenada bem conhecida, com uma precisão muito grande.
· O polo do plano é uma linha ortogonal ao plano que o atravessa (essa linha é o polo do plano que é ortogonal/faz ângulo de 90° ao plano). O polo do plano tem sentido de caimento diametralmente oposto ao sentido de mergulho do plano e o ângulo de caimento do polo é complementar ao ângulo de mergulho do plano. Ex.: Plano: 190° / 40° - Polo: 010° / 50°. Deve estar a 90° do ângulo de mergulho.
· O ângulo de mergulho do plano e o ângulo de caimento do polo, o somatório deles sempre vai dá 90°. Caimento gera sentido de mergulho e ângulo de mergulho.
· O polo é uma linha e sempre vai ser representada por um ponto.
· O ângulo entre o polo do plano e o plano é sempre de 90°.
· Estrutura planar tem polo, estrutura linear não tem polo.
· A estria sempre deve estar no eixo EW* (no sentido leste – oeste)
· Stress
– σ1: 30° no sentido *oposto* ao movimento
– σ3: 90° do sigma/σ1
– σ2: polo do plano que contém sigma/σ1 e sigma/σ3
· Strain
– X: 45° no sentido *oposto* ao movimento
– Z: 90° do X
– Y: polo do plano que contém X e Z
σ = sigma
· Converter de Strike-Dip para Dip-Dip e Dip-Dip para Strike-Dip