RELAÇÃO DAS FRACTURAS DOS MÁRMORES ALENTEJANOS
COM OUTRAS ESTRUTURAS
por
FERNANDO L. LADEIRA (*)
RESUMO
Neste trabalho apresenta-se o estudo das familias de fracturas medidas em mais de 200 pedreiras e a relação com as falhas
e as dobras do anticlinório de Estremoz.
Para cada falDllia de fracturas apresenta-se a interpretação da génese e idade relativa entre as fracturas e as dobras do anticlinório. Para explicar as fracturas conjugadas de cisalhamento, com ângulo diedro inferior a 45°, é proposto o critério híbrido de rotura
baseado na teoria de A. Griffith.
ABSTRACT
ln this paper one presents the jointing sets in the marbles of Estremoz and their relationship to the faults and the folds
which form the anticlinorium. The hybrid criterion based on the Griffith theory of failure is put forward to explain conjugate shear joints
of small dihedral angle. An interpretation of the jointing genesis and their age relationship is also presented.
INTRODUÇÃO
Neste trabalho visa-se dar a conhecer os sistemas
de diaclasamento das rochas cristalinas carbonatadas
do maciço de Estremoz - Borba - Vila Viçosa sem a
preocupação de destacar as grandes falhas, algumas
das quais já evidenciadas por F. GONÇALVES (1972).
Tenta-se mostrar a relação delas com o tectonismo
que afectou a região.
Estas rochas alentejanas (calcários e dolomitos
cristalinos) foram motivo de vários estudos, visto que
a região possui muito interesse do ponto de vista
geológico-estrutural e económico. A cartografia geológica foi primeiramente esboçada por J. SILVA &
M. CAMARINHAS (1975) e pormenorizadamente mapeada por F. GONÇALVES (1972), na escala de
1/25000, onde foram assinaladas estruturas até
então desconhecidas. O mapa deste autor apresenta
separação dos mármores com interesse comercial e
constitui excelente base para quaisquer estudos geo~
lógico-geotécnicos a realizar na área.
Do ponto de vista estratigráfico, as rochas carbonatadas do anticlinório foram atribuídas ao Câmbrico (TEIXEIRA, 1966) pela sua semelhança com
outras rochas carbonatadas espanholas e por o
maciço português estar no alinhamento do Câmbrico
de Zafra (Espanha). F. GONÇALVES (1970, 1971) reafirma aquela idade após estudos minuciosos destas
formações. D. CARVALHO et ai. (1971), após compa-
ração com as rochas carbonatadas da região de Elvas,
atribui-as ao Câmbrico inferior (Georgiano).
A série câmbrica é apresentada por F. GONÇALVES
(1972) pela seguinte sucessão:
1 - conglomerado de base, poligénico, em geral
silicificado, sobreposto às vezes por arcoses.
2 - calcários cristalinos de grão fino, xistificados,
passando lateralmente e para a parte superior a dolomitos, também de grão fino (vulgo
«pedra cascalva»). O conjunto contém intercalações de rochas vulcânicas.
3 - calcários cristalinos pouco xistificados, em
geral de grão médio.
É no termo 3 que se situa a maioria das
explorações de mármore. Silicificação importante separa os níveis de rochas carbonatadas (GONÇALVES, 1978).
Na figura 1 apresenta-se um mapa simplificado
do maciço calcário de Estremoz e áreas circunvizinhas em que se destacam as principais unidades que
constituem o anticlinório de Estremoz-Vila Viçosa
(GONÇALVES, 1972). As formações definem anticlinório assimétrico de orientação aproximadamente
NW-SE, com 40 km de extensão segundo o eixo
* Professor da Universidade Federal de Viçosa, Minas
Gerais, Brasil.
227
maior e 5 km segundo o eixo menor. Pela orientação do dobramento este é considerado hercínico, de
idade posterior ao Devónico médio e/ou superior
(CARVALHO et aI., 1971). As dobras apresentam planos axiais variáveis, com mergulhos para NE (região
noroeste) e SW (região sudeste). Num ou noutro
ponto da região noroeste as dobras mergulham também para SW. A clivagem formada é de plano axial
em qualquer caso.
Os mármores patenteiam dolomitização secundária (GONÇALVES, 1972) ou, em alguns casos, a
dolomitização como que forma bolsadas no seio
do calcário cristalino. A dolomitização que, pelo
seu aspecto é denominada localmente por «olho de
mocho», parece ter resultado da pressão por dissolução.
Evidências desta «pressure solution» existem em
várias pedreiras estudadas por F. LADEIRA (1978a)
em que veios calcíticos no seio dos mármores apresentam interrupções como que evidenciando microfalhamentos.
O metamorfismo dos calcários cristalinos é, em
geral, baixo; contudo, em alguns pontos do maciço,
é bem mais elevado devido à intrusão de rochas
eruptivas e à extrusão de rochas vulcânicas. A existência em toda a região alentejana de rochas intrusivas e extrusivas com os mais variados tipos petrográficos e com mineralizações diversas é atribuível,
segundo D. CARVALHO (1972), à existência de extensa
zona de Benioff, na parte sudoeste da Península
Ibérica. A subsequente subida desta rocha na crosta
deu origem a metamofismo mais elevado no maciço
calcário cristalino nos locais onde estas rochas se
encontram próximas e/ou à superfície.
Desligamentos sinistrógiros e dextrógiros de
orientações aproximadamente NE-SW e E-W, respectivamente, preenchidos por filões de composição
dolerítica, são observáveis em muitos locais do maciço
calcário de Estremoz. Falhas normais também existem mostrando extensão no sentido perpendicular ao
eixo B das dobras do anticlinório. Falhas de descompressão paralelas ao eixo B das dobras foram assinaladas em vários locais e igualmente preenchidas
por intrusões filonianas (Fig. 1).
Apesar do mapa apresentado por F. GONÇALVES
(1972) ser óptimo elemento de consulta para quem
pretende aprofundar qualquer estudo, torna-se
necessário assinalar todas as falhas existentes,
quer pela observação directa no campo quer por
métodos indirectos, para assim se ter ideia exacta
da compartimentação do maciço passando~se assim
a melhor metodologia na optimização de zonas de
exploração com potencial económico e definição
de zonas hidrogeológicas com caudais capazes de
abastecer indústrias ou agregados urbanos. No
mapeamento dessas falhas terão que ser utilizados
processos indirectos de observação dado que muitas
das falhas estão encobertas pela espessa camada de
terra rossa.
INVESTIGAÇÕES DE CAMPO
As fracturas estudadas não são mais do que diaclases, pois, não foram observadas pelo autor quaisquer indicações de movimento relativo. Mais de 200
pedreiras foram examinadas, mas para efeitos de simplicidade de apresentação, os dados colhidos em pedreiras adjacentes foram agrupados e plotados conjuntamente em diagrama 7t na rede Lambert-Schmidt,
228
constituindo - se assim 10 estações para todo o
anticlinório (Fig. 1). O trabalho de campo demorou 3 meses; mais de 3 000 fracturas foram medidas,
bem como os planos de estratificação, xistosidade,
planos axiais das dobras e algumas falhas.
Os elementos são apresentados em estereogramas
em que a plotagem e o contorno dos pólos, na rede
de igual área, foram feitos automaticamente. O programa de computador feito por Chris Spiers do Imperial College de Londres, utilizou o hemisfério inferior. Somente os pólos com percentagem superior
a 0,7 foram considerados. Os pólos com densidades inferiores aquela percentagem foram desprezados,
o que não muda nada a interpretação apresentada
neste trabalho. Como se observa na Fig. 1, quatro
famílias de fracturas figuram nos estereogramas,
assinaladas com as letras A, B, C e D.
Análise cinemática das fracturas
Embora aqui se utilize o termo genérico fracturas,
apenas as denominadas diaclases (fracturas sem movimento relativo aparente) serão aqui analisadas.
As fracturas do anticlinório de Estremoz são,
sem excepção, consideradas como sendo formadas
quando as rochas apresentavam comportamento
frágil como é geralmente aceite universalmente
(PRICE, 1966).
As diaclases com superfícies rugosas e irregulares
ou com estruturas plumosas são geralmente interpretadas como fracturas de extensão (MUEHLBERGER, 1961, p. 215 ou ROBERTS, 1961, p. 468). Em contraste, todas as diaclases cujos planos são lisos e
planares e contenham estriações são provavelmente
fracturas de cisalhamento.
Análise dinâmica das fracturas
a)
Fracturas de cisalhamento (famílias A e B)
O ângulo diedro formado por estas duas famílias
varia entre 20° e 60°. Estas fracturas devido à posição
geométrica em relação ao eixo das dobras, por apresentarem superfícies lisas, planares, nalguns casos,
estriações, permitem considerá-las como sendo de
cisalhamento. Note-se que são paralelas às falhas
preenchidas por filões básicos, a maioria das quais
apresenta estriações e espelhos de falhas, onde é
possível conhecer o movimento relativo.
Estas famílias estão presentes em todas as estações embora em algumas, só uma das famílias apareça devido ao facto que a outra família apresentava
baixa percentagem e por isso foi eliminada do estereograma.
b)
Fracturas de extensão (família C)
Este conjunto de fracturas contem planos que
são, na quase totalidade, rugosos e irregulares, alguns
dos quais com estruturas plumosas. Não formam
nenhum sistema conjugado com qualquer outra
família. Na base de que as fracturas de cisalhamento
formam ângulos relativamente baixos com a máxima
tensão (0'1) principal (à volta de 30°), estas fracturas
parecem ter sido formadas paralelamente à mínima
tensão principal (0'3) regional, pois são paralelas ao
plano axial das dobras que constituem o anticlinório. A família C, além de ser paralela aos planos
axiais das dobras, bissecta o ângulo obtuso das
famílias A e B.
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GONÇALVES,
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Barro Branco
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B9
S. Morcos
ROCHAS INTRUSIVAS
TECTONIZADAS
PRÉ - CÂMBRICO
(xistos)
SILÚRICO
(rOChas extrusivas)
metamorflsadas .
CÂMBRICO
(mármores)
SILÚRICO
(xistos)
DEVÓNICO
(xistos)
Vila Viçosa
o.
o,
1972) com os estereogramas das fracturas em diferentes pontos do anticIinório.
S. Lourenço
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Freiras
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Fig. 1- Mapa simplificado do anticlinório de Estremoz-Vila Viçosa (após
Estremoz
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S. Bartolomeu
D~ A· P o
C
c)
Fracturas 4e,de~.compressão (familia D)
.....
.~ ,"
-
.--......
Este tipo êle fracturas é ~ribhorizontal, subparaleIo, portanto, à superfície topográfica. O ângulo
máximo que forma com a horizon,tal é de cerca de
30°.
O espaçamento entre estas fracturas é', no· geral,
menor junto à superfície e aumenta para a profundidade.
d)
«Fracture Cleavage»
Este tipo de {racturação hidráulica (LADEIRA,
1978 a, b) apenas aparece nas camadas finas de xistos,
interestratificadas nos calcários cristalinos. A orientação, embora constante em cada lugar onde é visivel,
varia ao longo do anticlinório, devido, provavelmente
a mudanças locais do sistema de tensões que lhes deu
origem. Estas fracturas de pequeno espaçamento
são aproximadamente verticais e perpendiculares aos
planos axiais das dobras do anticlinório. Dada a sua
constância em orientação não aparecem nos este~
reogramas.
INTERPRETAÇÃO
Fracturas cisalhantes conjugadas
fissuras) explica de modo s~tisfatQrió a existência
dessas fracturas conjugadas com 'ângulo diedro
2 inferior a 45°.
Como é sabido, par~:que haja fracturaçãohidráulica torna-se necessá'rÍo que a condição 0"5~P =T seja
satisfeita (T é
resistência à tracção da rocha);
para haver cisalhamento a condição é que a tensão
diferencial (0"1-0"5) exceda o valor de 4T (PRICE, 1977).
Se o valor de 0"1-0"5 for menor do que 4T, a rotura
será por tracção e não por cisalhamento (PRICE, 1966).
Para o critério de rotura hibrido é assumida a
envolvente de rotura de Griffith na zona tractiva
exactamente nos pontos 'em que- os ângulos 26,
entre as fracturas de cisalhamento conjugadas, são
inferiores a 45° como é indicado na fig. 2.
O. MOHR (1914) e A .. GRIFFITH (1924) observaram
que desenhando a normál à tangente, no ponto em que
o circulo das tensões toca a envolvente, aquela fazia
ângulo 26 com o eixo da tensão normal (sendo 26
o ângulo previsto para os planos de cisalhamento
conjugados, quando ocorre rotura frágil).
. Pela construção do circulo de Mohr, o raio do
circulo que é tangente à envoltória é dado por 1/2
(0"1-0"5) e o centro do circulo por 1/2 (O", +0"5)' Por
meio de construção gráfica (Fig. 2) podem ser determinadas as tensões principais que levam o material
à rotura e o ângulo que o plano derotuni faz com a
tensão máxima principal. Na Fig. 2, o raio calculado
é de 2,4 T e' o centro do circulo é 1,48 T. Então 0"1
será 3,88T e 0"5 será - 0,92 T e consequentemente
O"CO"b =4,8 T. A precisão da construção gráfica pode
ser verificada pela relação de Griffith:
a
As famílias de fracturas A e B além de serem consideradas de cisalhamento, como é justificado atrás,
são também consideradas conjugadas. A bissectriz
do ângulo agudo é coincidente com a tensão máxima
para a maioria das falhas observadas. O ângulo que
(0"1 - 0"5)
estas duas famílias formam varia de 20° a 60°.
cos 2 6 = 1/2,(-,--)
0"1 + 0"5
Para ângulos superiores a 45°, a teoria de rotura
de rochas explica convenientemente a sua formação.
Deve notar-se na Fig. 2 que para ângulos 2 6<
O ângulo (6) que a tensão máxima compressiva
45°
a tensão mini ma nos planos de cisalhamento
(0"1) faz com o plano de rotura, é dado por: 6=45° será
negativa, de tal modo que se alguma água estiver
- (1)/2 em que (1) é o ângulo de atrito. interno da
presente
no maciço rochoso, a pressão será suficiente
rocha.
para
manter
separadas as paredes de plano de cisaPor analogia com experiências laboratoriais,
lhamento.
0"1 e 0"5 no tempo de formação deste sistema de fracUsando construção gráfica, como a indicada
turas conjugado, é paralelo às bissectrizes do ângulo
agudo e 0"5 é paralelo à bissectriz do ângulo obtuso na Fig. 2, pode-se chegar à relação do ângulo
e a tensão intermédia (0"2) é normal às linhas de in- de cisalhainento entre os 2 planos de rotura e a
tensão diferencial (Fig. 3). Os valores da ,tensão
tersecção das famílias A e B.
Autores como E. HOEK & Z. BIENIAWSKI (1965) diferencial para os ângulos 26 compreendidos entre
e E. HOEK (1968) demonstraram que mantendo um 0° e 45° são:
sistema de tensões tridimensionais compressivas, é
5,4 T> (0"1 - 0-5) > 4T
possivel obter a propagação de fracturas quase
perpendiculares à máxima tensão principal sem que
Para as fracturas de cisalhamento conjugadas
entre em consideração a pressão de fluidos. no sis- quando 26=60°, a tensão diferencial será igual a
tema. Entretanto é possível afirmar que esses casos 8 T (Fig. 4).
.
nem sempre são Os maisconiuns, porque as rochas
De modo análogo se determinaram as relações
possuidoras de microfissuras, poros ou fendas, conentre 26 e as tensões mini mas efectivas (0"5 ef),
têm fluidos no seu int~rior e originam fracturas pacujos valores para 0°<26<45 varialJl da seguinte
ralelas à máxima tensão- principal (LADEIRA, 1978 forma (Fig. 3):
.'
a e b).
.
..
Do ponto de vista prático, não é fácil ou mesmo
- 1,0 T <0"5 ef <'- 0,85 T
se torna impossivel realizar experiências laboratoriais em que a tensão minima (0"5) diminuida Fracturas de extensão
da pressão dos fluidos (p) no interior da rocha seja
tractiva. Há~ contudo; inúmeros elementos de' cámpo
Afamflia C é constituida por fracturas de extenque permitem concluir este facto e que os conceitos são devidas a estruturas plumosas observáveis em
propostos por O. MOHR (1914) e A. GRIFFITH (1924), ,alguns planos e por esses planos serem rugosos e
são igualmente corr~ctos quando C!'5-P é tractiva.
im::gulares (ROBERTS, 1961; PRICE, 1966); -, ....
O critério, de r9tura hidrü:a' (rOtura por cisalhaAs famílias A e B" e. possivelmenteá «fracture
mento associada-à fractl!raçãô hidráulica, provocada cleavage» foram formadas logo após o dobramento
pela pessão interna dos fluidos existentes nas micro- ou concomitantemente com ele, embora a «fracture
0
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230
"
60
50
40
29
3
o
20
1O
0
45
,
p=O.82T
tensõo
normal
o
l,48T
.H
Fig. 2 - Construção gráfica usada para determinar a relação
entre 2<1>, al' as e p na rotura.
6 O
29
o
6T
sT
1
oT
tensão diferencial
Fig. 4 - Relação entre 2 <1> e a tensão diferencial (PRICE,
1977).
5 O
Sendo T a resistência à tracção dos xistos, tida
como negativa; GI e G5 são as tensões máxima e
minima respectivamente e «p» a pressão dos fluídos
no interior dos xistos. Estas fracturas, visto que apenas afectaram os xistos, têm só significado estrutural.
3 O
Fracturas de descompressão
.' 20
10
o
l ..~~~~--~~~~-=----~-+oT o,sT
o,6T o.4T o,2T
o
tensão minimo efectivo
Fig. 3 -: R e I a çã o entre 2 <1> e a tensão mínima efectiva
(aa eC.).
cleavage» possa ser muito posterior, mas com o
mesmo sistema de tensões, isto é, coin a tensão
ináxima(GI) paralela à estratificação das camadas e
G5 aproximadamente paralela ao eixo B das dobras
do anticlinório.
Para a família C, o sistema de tensões mudou,
isto quer dizer, que GI, passou a ser perpendicular à
estratificação e G5 seria perpendicular à superfície dos
planos de rotura, isto é, aproximadamente perpendicular ao plano axial das dobras.
<<Fracture Cleavage»
IDADE RELATIVA DAS FRACTURAS
A orientação do sistema de tensões no tempo de
formação da familia D era aparentemente diferente
da do tempo de formação das familias A, B e C e
«fracture clevage», por isso os sistemas de fracturas
do antic1inório são divisíveis em três grupos de
idades:
1)
Este tipo de fracturas de espaçamento centimétrico, normais à estratificação e apenas existentes nas
camadas dos xistos interestratificados nos calcários
cristalinos, foram motivo de discussão noutr apublicação (LADEIRA, 1978 b). A sua formação está provavelmente relacionada com o metamorfismo, por conseguinte, com a libertação de moléculas de água no
interior das camadas interestratificadas de xistos
no seio dos mármores; para que pudesse ter ocorrido duas condições devem ter sido satisfeitas.:
G5
Este é o tipo de fracturas que aparece em quase
todos os maciços de rochas que sofreram erosão e
consequentemente subida na crosta (PRICE, 1966).
É o caso da família D. São fracturas subparalelas
à superfície topográfica, cujo espaçamento aumenta
para a profundidade. São o resultado do anulamento
da tensão vertical (G5) e consequência da acção compressiva das duas tensões principais (Gl e (2) que
actuam mais ou menos horizontalmente (PRICE, 1966).
Alguns autores denominam-nas de fracturas de
exfoliação (HILLS, 1963), mas este termo parece ser
mais apropriado para as fracturas que aparecem em
maciços de rochas plutónicas.
-p = T
e
G l - G5<:4T
2)
3)
«fracture c1evage» e famílias A e B, formadas
quando a máxima tensão principal (Gd era
aproximadamente paralela à estratificação;
família C, quando se formou, GI era aproximadamente normal à estratificação;
família D, conjunto de fracturas que se formaram muito posteriormente quando da
subida das rochas calcárias cristalinas na
crosta por erosão das rochas sobrejacentes.
São formadas quando a tensão vertical se
vai anulando e as outras duas componentes
compressivas obrigam a flexão do material
rochoso, por conseguinte, a dissipação de
energia por fracturação paralela às duas
componentes horizontais ou sub-horizontais.
231
CONCLUSÕES
Das relaçõesapresentada1. entre fracturas e outras estruturas conclui-se que as fracturas estudadas
são posteriores ao dobramento que afectou o maciço
calcário de Estremoz.
A familia C é algo posterior ao evento ,tectónico
de fractura.
As famílias A, B e C estão intimamente ligadas às
tensões orogénicas que deram origem às dobras do
anticlinório de Estremoz.
As famílias A e B são perpendiculares à estratificação e a bissectriz do ângulo agudo que essas famílias formam no plano horizontal é paralela à orientação da tensão máxima que deu origem às dobras.
A família C é exactamente coincidente com a bissectriz do ângulo obtuso que as famílias A e B formam
no plano e por conseguinte esta família C é mais ou
menos paralela ao plano axial das dobras que formam o anticlinório, portanto, coincidente com a
direcção da tensão mínima que deu origem ao dobramento.
A família D é ainda mais recente que todas as
outras.
AG RADECIMENTOS
o autor deseja expressar profundo agradecimento ao Prof.
NeviIle J. Price pelos ensinamentos e discussões durante o tempo
que frequentou o Imperial College de Londres e ao Prof. Carlos
Teixeira profunda gratidão pelo constante apoio moral durante
todo o tempo de pós-graduação. Ao INIC deseja também expressar
os seus agradecimentos pelo apoio financeiro. Ao S. F. M. nas
pessoas dos Engs. Rabaçal Martins e M. Camarinhas por terem
posto à sua disposição meio de transporte sem o que o trabalho
de campo seria quase impossível. Ao Doutor Francisco Gonçalves
por ter cedido um dos seus auxiliares técnicos (João José Jardim)
que tanto ajudou na colheita de elementos.
Agradecimentos vão também para Mayara F. Rosa pelos
excelentes desenhos apresentados.
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