Sobre Geologia

01/01/2022

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22/12/2019

A província mineral do Quadrilátero Ferrífero (MG)
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A região do Quadrilátero Ferrífero, no estado de Minas Gerais, é uma das áreas mais exploradas pela mineração no Brasil, tendo grande importância na economia do país em razão da sua riqueza em recursos como ouro e ferro. Essa província mineral faz parte da história da mineração no Brasil desde o ciclo do ouro, tendo começado pelo final do século XVII, com expedições em busca de ouro e prata. Desde a descoberta do ouro até os dias de hoje, a província é a área que abriga a maior concentração urbana do estado de Minas Gerais. No artigo de hoje, falaremos sobre essa tão importante região minerária do Brasil, sua história e características.



O Quadrilátero Ferrífero tem, aproximadamente, 7000 km² de área, localizado na porção centro-sudeste do estado de Minas Gerais. O nome característico foi primeiro utilizado em 1923, pelo geólogo Luiz Flores de Moraes Rego, em razão da morfologia da região. Em seu artigo "As jazidas de ferro de Minas Gerais", ele cita: "É no centro de Minas, no quadrilátero que tem por vértices Belo Horizonte, Santa Bárbara, Congonhas e Mariana, que a série Minas tem maior desenvolvimento" (Morais, 1923 apud Silva, 2010).
A geologia da região é intensamente estudada há anos devido a sua participação na economia brasileira, e é descrita por Barbosa & Rodrigues (1967) como um bloco de estruturas pré-Cambrianas, elevadas nos quatro lados por erosão diferencial. Na região, encontram-se diversas serras, como o início da Serra do Espinhaço, a Serra da Moeda, a Serra do Ouro Branco, entre outras.
De acordo com o Instituto Brasileiro de Mineração (IBRAM), em 2009, "Das 1.950 toneladas medidas e indicadas como reservas de ouro no Brasil, que representam 4,5% das reservas mundiais do minério, quase a metade, cerca de 936 toneladas, está em Minas Gerais". Além disso, segundo o U.S. Geological Survey (2012), o Brasil seria o segundo maior exportador de ferro do mundo. Muito desse fato se deve não somente à quantidade de reservas do país, 29 bilhões de toneladas (em comparação aos 180 bilhões de toneladas mundiais), mas ao teor de ferro presente nesse minério: os minérios de Hematita, com 60% de ferro, predominante no Pará, e do tipo Itabirito, com 50% de ferro, predominante no estado de Minas Gerais — especialmente do Quadrilátero Ferrífero. Desse modo, Minas Gerais é líder em produção de ferro no Brasil, com 67% da produção no ano da pesquisa. Além disso, abriga vastas reservas de calcário, bauxita, manganês, argila, caulim, etc.

Dados de produção em milhões de toneladas de minério de ferro, no Brasil e no mundo. Fonte: USGS, 2012, extraído de IBRAM (2012)

Contexto Geológico

Posição estimada dos blocos arqueanos no início
da colisão, com sentido e direção do movimento.
Fonte: Barbosa e Sabaté, 2003.
A província mineral do Quadrilátero Ferrífero está localizada na borda sul do Cráton do São Francisco (Almeida 1977). Trata-se da mais bem exposta e estudada unidade tectônica do embasamento da plataforma sul-americana (BARBOSA et al, 2003), que abrange principalmente os estados da Bahia e Minas Gerais. É uma crosta antiga, pré-Cambriana, originada de um processo chamado de Colisão Paleoproterozoica (entre 2.5 bilhões  e 1.6 milhões de anos), quando quatro grandes blocos arqueanos (entre 3,85 e 2,5 bilhões de anos) colidiram: os blocos Jequié, Gavião, Serrinha e Itabuna-Salvador-Curaçá.
Em geral e de forma (muito) simplificada, as rochas encontradas no Cráton são terrenos metamórficos de alto grau, gnaisses, granitoides e granulitos, e associações do tipo granito greenstone. No Cráton, se destacam destacam três principais conjuntos de rochas pré-cambrianas: Associação Pré-Espinhaço, Supergrupo São Francisco e Supergrupo Espinhaço, sendo esse último de importância para a geologia do Quadrilátero.


De acordo com (Dorr 1969) apud Serviço Geológico do Brasil (CPRM), a geologia do Quadrilátero Ferrífero envolve três grandes conjuntos de rochas:

  • Um complexo metamórfico basal;
  • As supracrustais do Supergrupo Rio das Velhas;
  • Sequências metassedimentares paleo e mesoproterozoicas,  representadas pelo Supergrupo Minas, Grupo Sabará, Grupo Itacolomi e Supergrupo Espinhaço.
Mapa geológico simplificado de proposta do Geoparque Quadrilátero Ferrífero. Fonte: CPRM.

O complexo metamórfico basal tem idade arqueana, com rochas cristalinas que variam de gnaisses, de composição tonalítica a granítica, até  granitos, granodioritos, anfibolitos e meta-ultramafitos, gerados no Arqueano e remobilizados nos eventos proterozoicos. Já o Supergrupo Rio das Velhas apresentas greenstone belts, com rochas metavulcânicas e metassedimentos, incluindo formações ferríferas.  Segundo Dorr (1969), as rochas dessas unidades são compostas pelos grupos Nova Lima e Maquiné. E, na sequência seguinte, do Supergrupo Minas, Grupo Sabará, Grupo Itacolomi e Supergrupo Espinhaço, é possível identificar diversas formações e grupos que representam os depósitos minerais do Quadrilátero Ferrífero. O Supergrupo Minas (cf. Renger et al. 1994) inclui uma sucessão plataformal paleoproterozoica que detém três grupos de jazidas auríferas no Quadrilátero Ferrífero.

Depósitos Auríferos

Mina de ouro de Passagem, atualmente desativada,
aberta à visitação pública. Foto: Mário Cachão, retirada da CPRM.
Os depósitos de ouro do Brasil mais conhecidos estão associados, segundo a CPRM, principalmente ao Grupo Nova Lima, do Supergrupo Rio das Velhas. Esses corpos são, em geral, depósitos com sulfeto mineralizado com ouro, em zonas de cisalhamento acompanhado de alteração hidrotermal. Segundo o Glossário Geológico da CPRM, a alteração hidrotermal é a "alteração de minerais e rochas pela reação de água hidrotermal com as fases sólidas desses minerais e rochas". Assim, a água atua num processo metassomático, como "fluido fortemente aquecido e sob alta pressão, frequentemente no estado supercrítico, provocando a hidratação e/ou lixiviação de minerais silicáticos, oxidação de sulfetos, aporte de cátions metálicos,.. entre outros processos" (Winge, M). É desse modo que ocorre a concentração de minerais de interesse econômico, como o ouro. Esse tipo de formação de mineralização já foi apresentada no artigo da série Mineração: Noções Básicas, do Sobre Geologia, "Tipos de Depósitos Minerais".

Foto de ouro em veios de quartzo das minas Engenho d’Água e Catita, região do Quadrilátero Ferrífero. Fotos: Recursos Minerais de Minas Gerais - RMMG

Depósitos Ferríferos

Quanto aos depósitos de ferro, o Quadrilátero Ferrífero abriga tipos de depósitos muito característicos, os itabiritos — os maiores associados à Formação Cauê, Grupo Itabira, como o Águas Claras, Alegria, Capanema, Cauê, etc, com teor de ferro variando de 50% a 65%. Além disso, também apresentam os depósitos tipo hematita filitos, Fe – dolomitos e, subordinadamente, filitos piritosos.
O Grupo Itabira é uma sequência de característica predominantemente marinha, de ambiente raso a profundo, e os depósitos de itabiritos se acumulam mais pela base, na Formação Cauê — onde ocorrem as formações ferríferas de maior espessura dentro do Supergrupo Minas, variando de 200m até 300m. Esse grupo é constituído por itabiritos, dolomitos e, subordinadamente, metapelitos. (Rosière & Chemale Jr, 2000). Esses famosos depósitos, chamados itabiritos, são as conhecidas Formações Ferríferas Bandadas (Banded Iron Formations - BIFs).
Essas formações se caracterizam como: "Rocha sedimentar ou metassedimentar química ou vulcanoquímica finamente estratificada, apresentando camadas  de óxidos, carbonatos ou silicatos de ferro ritmicamente alternadas com camadas diferenciadas destas (quartzosas, anfibólicas, quartzo cloríticas,. .)", segundo o Glossário Geológico da CPRM (Winge, M, 2018). Segundo Piacentini et al (2007), é de consenso geral que a maior concentração deste tipo de deposição situa-se entre unidades arqueanas e paleoproterozoicas, sem ocorrência após 1,8 G.a, com exceção dos depósitos do final do Neoproterozoico. 
No caso dos itabiritos da Formação Cauê, a deposição ocorreu, principalmente, entre 2600 e 1800 Ma, correspondendo a aproximadamente 15% do volume total das rochas sedimentares do Proterozoico. Segundo Rosière & Chemale Jr (2000), os itabiritos são formações metamorfizadas, deformadas e oxidadas. Seus estratos são, predominantemente, de hematita como o óxido de ferro (em diferentes formas), e quartzo, dolomita e anfibólios como minerais de ganga.

Itabiritos dobrados da Formação Cauê,  na Serra da Piedade. Foto: Virginio Mantesso Neto.

Impactos Ambientais

Da mesma forma que a mineração no Quadrilátero Ferrífero ajudam a impulsionar a economia do estado de Minas Gerais, bem como a economia brasileira, uma área tão consumida pelas atividades minerárias recebe os impactos ambientais associados diariamente. Com a mineração avançando cada vez mais perto de áreas residenciais, a poluição e ruído causam cada vez mais impacto nas populações — e, mais que isso, as áreas desmatadas e com retirada do solo para extração das rochas perdem fauna e flora, além de riscos de contaminação de aquíferos e rios.
Por exemplo, segundo Silva & Souza (2012):
A questão ambiental, em Itabira, tomou proporções alarmantes pela degradação da paisagem, poluição de toda ordem decorrentes do modelo de desenvolvimento baseado na atividade extrativa mineral, por cerca de sessenta anos, envolvendo questões tanto relativas ao quadro natural, quanto aos aspectos políticos, econômicos, sociais e culturais. 
Ainda seguindo leis ambientais, atividades minerárias de grande porte, como são as grandes minas de metais que se encontram na província do Quadrilátero, sempre acabam causando impactos. Por essa razão, a recuperação da área minerada não é menos importante que sua prospecção e beneficiamento, e deve ser bem planejada, regulada e aprovada pelo órgão ambiental responsável com antecedência — como discutido no artigo da sério #Geologia Ambiental, aqui no Sobre Geologia, no artigo "Recuperação de áreas degradadas". Quanto maior o empreendimento, maior também deve ser o cuidado com problemas ambientais.

Mapa da expansão da mineração no estado de Minas Gerais durante desde os anos 1980 até 2014. Figura: REZENDE, Vanessa Leite, 2016

Conclusão

A região do Quadrilátero Ferrífero, no estado de Minas Gerais, é uma das províncias minerais de maior importância para o país. Diversos estudos são feitos sobre sua geologia há anos, desde sua participação no ciclo do ouro — e são feitos até hoje. Com seus 7000 km² de área e formato curioso, o Quadrilátero e sua geologia representam uma parcela significativa das atividades minerárias do Brasil, bem como produção de muito do nosso minério de ferro, ouro, etc. Por essa razão, é de extrema importância continuar buscando, produzindo e estudando mais sobre essa província.


Referências Bibliográficas


Artigo escrito por Isabela Rosario
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01/12/2019

A Bacia do Recôncavo
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O estudo das bacias sedimentares é de extrema importância para a compreensão da geologia, o que já foi abordado no Sobre Geologia no artigo “Bacias Sedimentares - Conceitos básicos e tipologia”. No Brasil, existe um grande número de bacias, cada uma apresentando suas características específicas de formação e litoestratigrafia, assim como diferentes importâncias geológicas e econômicas. Uma das bacias brasileiras de destaque é a Bacia Sedimentar do Recôncavo, localizada no Estado da Bahia. No artigo de hoje será tratada tanto a sua história geológica, como a sua litoestratigrafia e importância econômica.

Mapa geológico da Bacia do Recôncavo. Alterado de Magnavita (1992).


Introdução
A Bacia Sedimentar do Recôncavo está localizada na Bahia, estado do Nordeste brasileiro. Ela é limitada com a Bacia de Tucano pelo Alto de Aporá, a norte e nordeste; pela Bacia de Camamu, pelo sistema de falhas da Barra, a sul; pela falha de Maragojipe, a oeste; e pelo sistema de falhas de Salvador, a leste. A BSR ocupa uma área de, aproximadamente, 12.000km² e espessura de, aproximadamente, 6.900 m. Está orientada seguindo o trend NE-SW, formando um semi-gráben. (PRATES, FERNANDEZ 2015). 

Localização limítrofe e arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo (Milhomem et al., 2003).


História geológica
A história geológica da bacia do recôncavo está relacionada ao rifteamento do paleocontinente Gondwana, a Tafrogênese Mesozóica, porém popularmente conhecido como separação da América do Sul e da África, que ocorreu na Era Mesozóica, mais especificamente no Eocretáceo. Por isso, a Bacia está inserida no sistema de rifts (diversas falhas normais de alto mergulho) do Recôncavo-Tucano-Jatobá.
A partir da ruptura do Gondwana, formou-se uma junção tríplice, que ocorre em estruturas extensionais quando três placas litosféricas formam ângulos de, aproximadamente, 120° graus. A tendência dessa junção é que dois braços evoluam formando um mar linear e, em seguida, um oceano. Enquanto isso, o outro braço forma um aulacógeno ou rift abortado, que é uma bacia que não oceaniza. Este caso não foi diferente, já que se formaram o Oceano Atlântico e as bacias marginais brasileiras, entre essas bacias algumas se tornaram aulacógenos, como a do Recôncavo.

Litoestratigrafia
Para começar a retratar as litologias que compõem a Bacia do Recôncavo, é importante ressaltar que o seu embasamento é o cráton São Francisco, que já foi brevemente descrito em outro artigo, e que a sua história de preenchimento da Bacia pode ser dividida em 4 fases: sinéclise, pré-rift (Thitoniano a Eoberriasiano), sin-rift (Eoberriasiano a Eoaptiano) e pós-rift (Neoaptiano a Eoalbiano). 
A fase sinéclise ocorreu há 150 milhões de anos e está relacionada a um contexto de bacia intracratônica. Foram depositados, nessa fase, o Membro Cazumba (de ambiente de lagos rasos) - formado por depósitos continentais de pelitos lacustres avermelhados, com nódulos de anidrita na base da seção - e o Membro Pedrão - caracterizado por sedimentos clásticos, evaporitos e laminitos algais (incursões marinhas de ambiente de mar restrito) - ambos pertencentes à Formação Afligidos (Milhomem et al., 2003).
A fase pré-rift ocorreu entre 150 e 145 milhões de anos atrás e está relacionada aos sedimentos depositados nos primeiros estágios da movimentação da litosfera, antes mesmo dos falhamentos. Esses sedimentos são de origem flúvio-lacustre e eólicos: sedimentos se acumularam em lagos rasos em um clima desértico onde adentravam pequenos rios e, com a ação do vento, originaram campos de dunas. Esses sedimentos são encontrados no Membro Boipeba (Formação Aliança, Grupo Brotas), Formação Sergi (Grupo Brotas) e Formação Água Grande; também são encontrados seções pelíticas representados por Membro Capianga (Formação Aliança, Grupo Brotas) e Formação Itaparica.
A fase Rift ocorreu há 145 milhões de anos e indica a ruptura da crosta, o que gerou um grande lago tectônico originado pela subsidência diferencial da bacia. O estágio inicial lacustre abrange as Formações Candeias (Membros Tauá e Gomo) e Maracangalha. No depocentro da bacia, foram depositados os Membros Tauá e Gomo que são representados por argilas ricas em matéria orgânica. Posteriormente, rios que formaram deltas preencheram o lago com sedimentos finos: um novo pacote sedimentar chamado de Grupo Ilhas.
Na borda leste da bacia, próximo a falha de Salvador, foram depositados cunhas de conglomerados devido ao relevo elevado que adentravam o lago tectônico e hoje afloram na localidade de Mont Serrat. Esse pacote é chamado de Formação Salvador. Com a diminuição da subsidência, o lago foi progressivamente assoreado por sedimentos fluviais da Formação São Sebastião, o que provocou um assoreamento do rift.
A fase pós-rift ocorreu há 110 milhões de anos e, durante ela, a sub-bacia do recôncavo foi soerguido cerca de 10 m. Foi então depositada a formação Marizal, o que está relacionado a leques aluviais. Esses depósitos são compostos por arenitos, conglomerados, folhelhos e calcários.

Ressalta-se também a ocorrência de sedimentos terciários representada pelas fácies de leques aluviais pliocênicos que caracterizam a Formação Barreiras e pelos folhelhos cinza-esverdeados e calcários impuros da Formação Sabiá. Estes últimos testemunham uma incursão marinha de idade miocênica (Milhomem et al., 2003).

Aspectos petrolíferos
Depois de retratada a sua história geológica e estratigrafia é importante ressaltar a importância econômica e social que a Bacia do Recôncavo apresenta. Esta bacia é rica em petróleo e gás, assim, a exploração desses recursos foi responsável por uma grande movimentação da economia do Estado, além da geração de empregos.
Como já retratado anteriormente no blog, uma concentração de petróleo exige a existência de diferentes tipos de rochas que atuam como rocha geradora, reservatório e selantes, além da presença de trapas que evitam o deslocamento desse óleo. 
No caso da Bacia do Recôncavo, as principais rochas que atuam como geradoras são os folhelhos dos membros Gomo e Tauá da Formação Candeias que apresentam valor médio de 1% de carbono orgânico. A migração do petróleo se deu por falhas normais e blocos rotacionados, até chegar às principais rochas reservatório que são os arenitos flúvio-eólicos das formações Sergi, Itaparica e Água Grande, turbiditos das formações Candeias e Maracangalha e arenitos flúvio-deltaicos das formações Marfim e Pojuca. Já as rochas selantes são, principalmente, os folhelhos dos membros Tauá e Gomo, folhelhos da Formação Maracangalha, folhelhos prodeltáicos das formações Marfim e Pojuca e folhelhos da Formação Taquipe. 
Tratando-se das trapas, elas foram descritas por Rostirolla (1997) como divididas em três modelos: trapas estruturais representadas por horsts, estratigráficas ou combinadas e estruturais por rollovers.


Modelo de migração e acumulação para a Bacia do Recôncavo. As setas indicam a trajetórias de migração (Rostirolla, 1997).

Histórico exploratório
O início da exploração do petróleo da Bacia se deu em 1973 pelo antigo Conselho Nacional do Petróleo (CNP) e, até 1954, quando o monopólio da área se tornou da Petrobrás, foram descobertos os campos de Candeias (1941), Aratu e Itaparica (1942), Dom João (1947) e Água Grande (1952).
O monopólio da Petrobrás se estendeu de 1954 até 1997 e, nesse momento, foram feitas inúmeras novas descobertas e consolidados campos como Buracica, Miranga, Araçás, Taquipe, Fazenda Imbé e, na última fase, Fazenda Alvorada, Rio do Bu, Fazenda Bálsamo e Riacho da Barra.
A partir de 1997, houve o fim do monopólio da Petrobrás, o que aumentou a quantidade de investidores e a competitividade. Chegou-se a perfurar 6.692 poços sendo desses 1.247 de exploração. Em 2015 a produção acumulada de petróleo era estimada em 1,6 bilhões de barris e a de gás de 71,3 bilhões de m³. 


Poço da bacia do Recôncavo. Fonte: Evandro Veiga.


Conclusão
A Bacia do Recôncavo tem uma história geológica muito interessante e uma grande importância econômica, logo aprender sobre ela é fundamental. Infelizmente, por razões econômicas, em 2019 foi anunciado o fim da atividade da Petrobrás no Estado da Bahia e em toda a Região Nordeste, o que deve causar desemprego além de diversos prejuízos econômicos, tendo em vista a importância da exploração de petróleo para a sociedade baiana.


Referências

DA SILVA, Deise Elle Ribeiro. Caracterização sedimentológica e estratigráfica de testemunhos da Formação Itaparica, Campo Fazenda Alvorada, Bacia do Recôncavo, Bahia, Brasil. 2013, salvador, Bahia. Disponível em <http://www.twiki.ufba.br/twiki/pub/IGeo/GeolMono20122/TFG-DEIZE.pdf> 

MENDONÇA, Bruno Huoya. ESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS DE BACIAS RIFTE: UMA NOVA ABORDAGEM PARA O ENTENDIMENTO DA VARIAÇÃO DO NÍVEL DE BASE NA REGIÃO NORDESTE DA BACIA DO RECÔNCAVO. 2012, Salvador. Disponível em: <http://www.twiki.ufba.br/twiki/pub/IGeo/GeolMono20121/Bruno_Huoya_Mendonca_20121.pdf>

DA SILVA, Augusto J. Pedreira; LOPES, Ricardo da Cunha; VASCONCELOS, Antônio Maurílio; BAHIA, Ruy B. C. - Bacias Sedimentares Paleozóicas e Meso-Cenozóicas Interiores CPRM – Serviço Geológico do Brasil. Disponível em: <http://www.cprm.gov.br/publique/media/recursos_minerais/livro_geo_tec_rm/capII.pdf>

PRATES, Idelson; FERNANDEZ, Rodrigo. Bacia do Recôncavo- Sumário Geológico e Setores em Oferta. ANP- Agência Nacional do Petróleo, Gás Natural e Biocombustíveis. Disponível em: http://rodadas.anp.gov.br/arquivos/Round_13/areas_oferecidas_r13/Sumarios_Geologicos/Sumario_Geologico_Bacia_Reconcavo_R13.pdf

JUNÇÃO TRÍPLICE - SIGEP. Disponivel em: <http://sigep.cprm.gov.br/glossario/verbete/juncao_triplice.htm>.

Petrobras anuncia novo posicionamento; para entidades, confirma saída da Bahia. Disponível em: https://www.correio24horas.com.br/noticia/nid/petrobras-anuncia-novo-posicionamento-para-entidades-confirma-saida-da-bahia/
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24/11/2019

Geologia Estrutural- Um guia breve de análise de tensão e deformação
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Ao se observar as tantas estruturas presentes nas rochas, como dobras e falhas, deduz-se que aquelas mudanças nas diagramações originais são formadas por esforços. Mas, dentro do universo da geologia estrutural (parte da geologia que estuda as diversas estruturas deformacionais da litosfera no que diz respeito a ocorrência e modos de deformação), como esses esforços podem ser definidos? E quanto a representação e o estudo da deformação? É isso que será abordado no presente artigo, buscando resumir e elucidar esses conceitos estruturais. 

Falhas normais em Zanjan, Iran. Autoria da foto: Mehdi Jahangiri. Disponível em: https://br.pinterest.com/pin/423549539936094065/

O que é tensão e como pode ser representada

A tensão (ou stress, ou esforço) é a quantidade de força atuante em uma rocha, que age em uma determinada área (força/ área, N/ m²), sendo essa capaz de deslocar ou deformar esse corpo. Na “história geológica” da produção de determinada estrutura, a tensão funciona como causa, enquanto a deformação é uma consequência. 
Nos termos da geologia estrutural, as tensões são representadas por três sigmas (σ¹, σ² e σ³) e cada tipo de esforço é, por sua vez, uma variação do sigma. Os principais são o σ ¹ e o σ³, que, respectivamente, representam: 
σ¹ ➜ o ponto do stress onde ocorreu a máxima compressão/mínima tração (que, visualmente, equivale ao encurtamento do material) 
σ³ ➜ o ponto do stress que ocorreu a máxima tração ou mínima compressão (que, visualmente, corresponde ao estiramento do corpo). 
Podemos exemplificar esse conceito com um experimento: imagine-se brincando com uma massinha de modelar e a aperte em sua parte central. Ao fazer isso, é possível notar que a parte que recebeu a força irá se encurtar, enquanto o resto do corpo da massinha se alongará. A parte encurtada foi consequência da ação do σ¹, enquanto a parte alongada é controlada pelo σ³.

Antes, durante e após ação do σ¹ em esquema de massa de modelar. Fonte: COSTA, Maria Clara (2019).

Todos esses sigmas podem, por sua vez, serem representados por meio de um elipsoide, que é chamado de elipsoide de tensão. É válido lembrar que essa forma não existe na realidade, é apenas uma estratégia, que tem como objetivo representar as direções dos tensionamentos que acontecem no campo físico. 


Representação de um elipsoide de tensão. Disponível em:  http://www.neotectonica.ufpr.br/aula-geologia/aula2.pdf

E quanto à deformação?

A deformação (ou strain) é a quantidade de mudança na estrutura original que ocorre nas rochas em resposta a uma tensão. Mais uma vez, se pudéssemos contar uma “história geológica”, o stress seria a causa e o strain seria a consequência. 
Segundo os conceitos da geologia estrutural, a deformação pode também ser representada por um elipsoide — agora chamado de elipsoide de deformação—, em que cada eixo corresponde a um tipo de deformação. Esses são: X, Y, Z, sendo os mais importantes X e Z, representando: 
X ➜ o eixo de máxima deformação/máxima tração/máximo estiramento 
Z ➜ o eixo de mínima deformação, mínima tração ou máximo encurtamento. 
O elipsoide de deformação pode ser representado de acordo com a posição da rocha em determinado espaço, como será elucidado na próxima seção. Por consequência, como o elipsoide é a representação do que está sendo visto na estrutura, esse não é um mero artifício do campo físico, mas a representação de um objeto real (não deixando de ser uma estrutura imaginária). 

Representação de um elipsoide de deformação. Imagem disponível em: http://www.neotectonica.ufpr.br/aula-geologia/aula2.pdf

E como isso funciona na prática? 
As noções anteriormente apresentadas explicam a natureza e representação das tensões e deformações, mas não elucidam como um estudante de geologia ou um observador podem “construir” um elipsoide de tensão e deformação. Para a exemplificação, vamos contar com a observação de uma estrutura chamada “boudin”, que ocorre no processo chamado de boudinage, em que há a ação de um esforço distensivo em um material que se comporta plasticamente, produzindo uma espécie de fluxo, que pode se adaptar às lacunas da rocha.

Estrutura de boudinage presente na porção norte das Caledonides da Noruega. Foto por: Steffen Berg. Disponível em: https://www.ofitexto.com.br/wp-content/uploads/2017/10/Geologia_Estrutural_cap15.pdf

Na geologia estrutural, poderíamos representar essa estrutura sob dois prismas: o elipsoide de tensão e o elipsoide de deformação. Como a deformação corresponde ao que podemos observar na estrutura, podemos começar por ele. 
    Elipsoide de deformação de um boudin. Representação feita por: Costa, Maria Clara (2019)

Observando o elipsoide, podemos compreender que esse corresponde à forma original do boudin. As partes mais alongadas correspondem ao eixo X, que é o de maior estiramento. A parte que caracteriza o encurtamento, ou seja, a região achatada do boudin, corresponde ao eixo Z, que é aquele de menor estiramento/ máximo encurtamento. O eixo Y, por sua vez, atua como o componente penetrativo. 
Com o auxílio desse, podemos, então, construir o elipsoide de tensão: 
                    Elipsoide de tensão de um boudin. Representação feita por: Costa, Maria Clara (2019). 

O elipsoide de tensão, por sua vez, corresponde à direção dos esforços atuantes na estrutura.  Com a observação conseguimos inferir que o esforço que confere o caráter alongado na parte horizontal do boudin corresponde a um esforço distensivo, coisa que pode ser comprovada se fizermos o exercício de alongar algum corpo com comportamento plástico, como uma massa de modelar. Com esse ato, comprovamos que o esforço distensional (σ³) age naquela região do espaço. Por consequência, observamos que a tensão compressiva age na direção perpendicular, sendo representada pelo σ¹. No elipsoide de tensão também podemos ver o σ², que é o componente penetrativo da estrutura. Nota-se que o stress compressivo, no elipsoide de tensão, sempre será representado pelo eixo maior. 


Conclusão

As tensões e deformações, na geologia estrutural, podem ser representados por meio de elipsoides. As tensões são sigmas, enquanto as deformações são eixos. 
Os sigmas podem ser do tipo 1, 2 ou 3, sendo que o primeiro e o último são de maior importância. O σ¹ corresponde a um esforço compressivo, enquanto o σ³ equivale a uma tensão do tipo tração. Na representação, o σ¹ sempre será o de maior expressividade, ocupando o local do eixo maior. 
Os eixos deformacionais, por sua vez, são os X, Y e Z, sendo que o primeiro e o último são de maior importância. O eixo X corresponde ao maior estiramento e mínimo encurtamento, enquanto o eixo Z equivale ao máximo encurtamento e mínimo estiramento. O eixo X é a consequência do σ³, enquanto o eixo Z é a consequência do σ¹. Na representação, o X ocupa o maior eixo. 

Referências
FOSSEN, Haakon. “Geologia estrutural”, cap. 15, 2ª Edição. Disponível em: https://www.ofitexto.com.br/wp-content/uploads/2017/10/Geologia_Estrutural_cap15.pdf;
SALAMUNI, Eduardo. “Geologia Estrutural, aula 2: Análise da tensão (stress), análise da deformação (strain)”. UFPR. Disponível em: http://www.neotectonica.ufpr.br/aula-geologia/aula2.pdf;
SALAMUNI, Eduardo. “Geologia Estrutural, aula 1: Introdução à geologia estrutural e deformação na crosta”. UFPR. Disponível em: http://www.neotectonica.ufpr.br/aula-geologia/aula1.pdf.

Texto escrito por Maria Clara Costa

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