1.3.2 Shear Zones

Shear zones are the most significant structural features and represent deformation markers in orogenic belt. São os locais de acomodação preferenciais da deformação e o movimento relativo entre os blocos da crosta tanto em orógenos fanerozóicos como proterozóicos. A maioria da literatura publicada sobre zonas de cisalhamento lida com os métodos e interpretações derivadas principalmente de exemplos de campo de baixo grau. Por outro lado, as rochas de alto grau têm sido tradicionalmente estudadas extensivamente em termos de petrologia metamórfica e geoquímica, mas menos comumente de um ponto de vista estrutural. A principal razão para isto é a dificuldade na interpretação de geometrias complexas de tecidos de ambientes de grau mais elevado. Muitos pesquisadores tentaram sua análise através da simples extrapolação de estudos em rochas de baixo a alto grau, mas isso pode resultar em interpretações errôneas.

Zonas de coração são, por definição simples, muito mais fortemente deformadas do que as rochas circundantes. Uma zona de cisalhamento é uma zona planar de deformação concentrada que por si só, ou em associação com outras zonas, ajuda a acomodar, ou acomoda totalmente uma taxa de deformação imposta regional ou local além da força da rocha do país. Se o modo de deformação é predominantemente por compressão ou extensão, é chamado de cisalhamento puro (também deformação coaxial), e se a deformação ocorre por deslocamentos tangenciais (paralelos à parede), é chamado de cisalhamento simples (também deformação não coaxial). Se a deformação de uma zona de cisalhamento consiste em ambas, então é cisalhamento geral. As deformações de transpressão e transtensão são o resultado de tal componente de cisalhamento puro junto com o cisalhamento simples em uma zona de deformação. Tradicionalmente, o termo zona de cisalhamento era atribuído para designar apenas zonas dúcteis de cisalhamento para distingui-las de falhas de corte limpo. No entanto, o termo zona de cisalhamento, como usado por Ramsay (1980), engloba tanto as falhas de corte limpo como as zonas de cisalhamento dúctil.

As zonas de cisalhamento definem os principais limites das cintas orogênicas profundamente erodidas, bem como as zonas de deformação mais intensa dentro delas. O deslocamento ao longo das zonas de cisalhamento pode ser do tipo dip, oblíquo ou de deslizamento. A natureza dessas zonas de cisalhamento é útil para restringir a evolução cinemática de cinturas orogênicas muito complexas. Estes dados seriam o ponto de partida na modelagem dos processos tectônicos que moldaram as cintas orogênicas panerozóicas e proterozóicas. A natureza, a geometria e outras análises cinemáticas das zonas de cisalhamento limitam independentemente a inter-relação entre os segmentos orogênicos. Isto melhoraria muito nossa compreensão dos processos orogênicos proterozóicos quando combinados com os dados geochronológicos disponíveis. É provável que grandes deslocamentos horizontais dominassem a evolução das correias orogênicas proterozóicas. Os deslocamentos geralmente ocorrem ao longo de grandes zonas de cisalhamento que ligam a deformação nos níveis médios e inferiores da crosta à das cintas de impulso forelandares de alto nível (Daly, 1988). O nível de erosão na maioria das cintas orogênicas proterozóicas resulta na exposição extensiva dos gneisses cisalhados e uma ausência comum de cintas de impulso forelandesas.

As zonas de cinturão são muito significativas de várias maneiras: (1) são os principais alvos da exploração mineral, já que a mineralização é comumente associada a características geométricas específicas, como curvas e interseções; (2) são os locais de tensão muito grande e oferecem algumas das ferramentas mais fortes para desvendar as características complexas de deformação da crosta terrestre; (3) as zonas de cisalhamento são também os locais de intrusões ígneas como rochas alcalinas, plutões de granito e anortos; (4) são os únicos caminhos permeáveis para a grande crosta continental e atuam como conduítes fluidos efetivos durante a deformação ativa; (5) muitas vezes tornam-se os locais potencialmente perigosos devido à concentração aumentada de gás rádon nos solos, às vezes relacionada à concentração de urânio. Uma possível correlação entre a zona de cisalhamento e o conteúdo de U-Th sugere um aumento progressivo do enriquecimento em U com deformação, e as correias de mylonitização extensiva, reativação repetida, e transferência química.

De acordo com Ramsay (1980), as zonas de cisalhamento podem ser classificadas em três tipos: (1) zonas de cisalhamento frágeis, nas quais o deslocamento tangencial (parede paralela) ocorre ao longo de fraturas frágeis e as rochas da parede permanecem sem deformação, (2) zonas de cisalhamento frágeis-dúcteis, nas quais o movimento tangencial ao longo da zona está associado tanto à deformação dúctil como à fratura frágil, e (3) zonas de cisalhamento dúcteis, nas quais o movimento tangencial está associado somente à deformação dúctil. As zonas de cisalhamento frágil ou zonas de falha são uma variedade especial de zonas de cisalhamento, onde existe uma descontinuidade clara entre os lados da zona e as paredes laterais são quase sem deformação ou no máximo brecadas. Tais zonas de falha são geralmente atribuídas a falhas frágeis controladas pelas propriedades elásticas limitantes da rocha sob tensão orogênica. São predominantes nos níveis superior e médio da crosta, ao contrário das zonas de cisalhamento dúctil de alto grau de crosta profunda. Uma estreita zona de cisalhamento quebradiça, feita de falhas discretas de ataque e deslizamento, pode tornar-se mais ampla nos níveis mais profundos da crosta e assumir a forma de uma ampla zona dúctil de cisalhamento na crosta inferior e nas profundidades do manto superior. O estudo do desenvolvimento de padrões de falhas em zonas de cisalhamento frágeis ajuda na análise cinemática correta de zonas de cisalhamento com deformações múltiplas. As zonas de cisalhamento frágeis são caracterizadas principalmente pela ocorrência de cataclasitas e goivas. Uma cataclasita carece de foliação e é constituída por cloretos angulares numa matriz de grão fino que consiste em minerais recentemente desenvolvidos, principalmente mica branca, clorita e/ou calcite. Uma classificação semelhante à utilizada nos mylonites é aplicada aos cataclastos. Esta também pode ser classificada em mylonita após a cataclase inicial. As goivas são rochas de falha incoesivas que resultam de movimentos de nível pouco profundos numa zona frequentemente com uma foliação fraca. Elas tendem a ser limitadas a zonas estreitas, muitas vezes dentro de zonas myloníticas ou cataclásticas mais largas.

As zonas de cisalhamento frágil-dúctil estão geralmente associadas a alguma deformação dúctil nas paredes, que mostram tensão permanente por uma distância de até 10 m em cada lado do plano de falha. Existe a possibilidade de que a parte dúctil do histórico da deformação se tenha formado num momento diferente do da descontinuidade da falha. Outro tipo de zona de cisalhamento frágil-dúctil é a falha de extensão. A zona de deformação mostra uma série de aberturas de extensão, geralmente preenchidas com material cristalino fibroso. As aberturas geralmente fazem um ângulo de 45 graus ou mais com a zona de cisalhamento e às vezes em forma sigmoidal.

A deformação dúctil domina e acomoda-se principalmente na forma de zonas de cisalhamento dúctil na crosta inferior e no manto superior, que forma a base da litosfera com condições metamórficas de grau mais elevado. As zonas de cisalhamento dúctil são geralmente descritas a partir de vastas áreas dos terranos de alto grau associados aos orógenos proterozóicos em todo o globo. Estas zonas são importantes nas reconstruções tectônicas como fonte de informação sobre o movimento relativo de grandes blocos ou placas de crosta no passado geológico. Terranos de alta qualidade, formados em condições de alta pressão (8-10 kbar) e temperatura (700-1000°C) existentes nos orógenos crustáceos mais profundos. As zonas de cisalhamento dúctil formadas sob condições de alto grau permanecem ativas contínua ou intermitentemente durante vários episódios de atividade tectônica. Como resultado, também se pode identificar uma sobreposição de deformações dúcteis mais jovens e quebradiças numa zona anterior do ambiente dúctil. Uma análise cuidadosa é necessária para distinguir as deformações polifásicas e seus respectivos tecidos para deduzir suas correspondentes fases deformacionais.

Zonas de cisalhamento dúctil são tipicamente caracterizadas pelo desenvolvimento de tecidos mylonitic. Por exemplo, em material granítico, os tecidos são bem definidos na forma de foliação estreitamente espaçada por camadas alternadas de grãos de quartzo recristalizados, fitas leitosas de feldspatos de grão fino e recristalizados e biotites de platina fina. As superfícies de foliação contêm uma lineação muito forte (linea de estiramento) definida pelo alongamento (e/ou boudinage) de minerais como hornblende, micas, quartzo, feldspato, etc., assim como agregados minerais. Os mylonitas S-C são muito comuns, indicando história de deformação nãocoaxial. A quantidade de deformação é altamente variável resultando na ocorrência de séries myloníticas (Proto- a ultramylonita). Retrogressão, redução do tamanho do grão, desenvolvimento de novos grãos, particularmente biotita, cianita, estaurolite e moscovite são típicos.