FALHAS EM ROCHA

As falhas são a expressão fundamental da atividade tectônica no nível estrutural superior, onde as rochas apresentam comportamento frágil. Elas estão associadas tanto ao regime compressional como extensional ou transcorrente. Em certos casos, podem afetar até o domínio dúctil da crosta, respondendo por deformações rápidas das rochas. Neste domínio crustal profundo, elas podem também permitir acomodar problemas geométricos ligados ao dobramento (como o encurvamento relativo maior da parte interna de uma dobra em relação à parte externa).

Falhas são superfícies ou zonas estreitas onde as rochas estão quebradas ou deslocadas. Elas são caracterizadas por apresentarem movimento paralelo à superfície de fratura (ruptura). Esta superfície, plana ou curva, é chamada plano de falha ou superfície de falha.

Quando a superfície do plano de falha é perfeitamente polida, as vezes brilhosa, este plano recebe o nome de espelho de falha. As massas rochosas separadas pelo plano de falha são os blocos de falha ou compartimentos de falha. O bloco geometricamente acima do plano de falha é o bloco superior, também chamado de capa ou teto. O bloco geometricamente abaixo do plano de falha é o bloco inferior, também chamado lapa ou muro.

No caso de falhas com plano vertical, esta terminologia não se aplica. Neste caso, a identificação dos compartimentos é feita usando os pontos cardeais (ex.: bloco NE, bloco S etc.).

É muito comum a superfície do plano de falha apresentar um aspecto estriado, em função do atrito entre os blocos, da presença de elementos estirados ou do crescimento fibroso de determinados minerais (como, p.e., calcita ou quartzo). As estrias, geralmente lineares, indicam a direção relativa do movimento dos blocos. Quando há uma rotação do plano de falha, as estrias geralmente estão encurvadas.

O ângulo (medido com transferidor) entre a direção do plano de falha e a estria é o pitch da estria.

O rejeito da falha caracteriza o movimento relativo dos blocos e corresponde à distância que separa dois pontos, situados em blocos opostos, que se encontravam inicialmente juntos. Este rejeito, ou rejeito verdadeiro (net slip) nem sempre pode ser determinado no campo. As figuras a seguir mostram a decomposição do rejeito segundo os planos horizontal, plano vertical paralelo à direção da falha e plano vertical perpendicular à direção da falha.

As falhas são classificadas como inversa, normal ou transcorrente, conforme o sentido do deslocamento. A cada regime tectônico pode ser associado um tipo específico (mas não exclusivo) de falha. Veja a ilustração abaixo.

- ao regime compressional correspondem as falhas inversas, caracterizadas por um movimento relativo de subida do bloco superior. Estas falhas são, as vezes, chamadas de falhas de cavalgamento. Elas provocam um encurtamento crustal associado a um espessamento. Teoricamente, elas apresentam mergulho de baixo ângulo (<45⁰).

Falha inversa

 - as falhas normais associam-se ao regime extensional e são caracterizadas por um movimento de descida do bloco superior. Eram antigamente chamadas de falhas de gravidade. Elas provocam um estiramento crustal, associado a um afinamento. Teoricamente, elas apresentam mergulho de alto ângulo (>45⁰);

- ao regime transcorrente (ou de cisalhamento) correspondem as falhas transcorrentes, caracterizadas por um movimento relativo direcional (paralelo à direção do plano de falha) dos compartimentos. Elas provocam um estiramento e um encurtamento da crosta em duas direções perpendiculares, mas não levam ao espessamento ou ao afinamento da crosta.

As falhas transcorrentes podem ser divididas em dois conjuntos: as falhas transcorrentes dextrais desligamento para a direita)  e sinistrais (desligamento para a esquerda). A figura acima é uma imagem aérea da Falha de Santo André, na Califórnia, com desligamento direito.

A determinação do nome a ser utilizado para uma determinada falha implica no conhecimento da direção exata e do sentido do movimento relativo dos compartimentos.

O texto acima foi extraído de: 

FOSSEN, Haakon. Structural Geology. Chapter 2 e-module. http://www.rc.unesp.br/igce/petro/estrutural/Geol_Estrutural_Unesp_RC/Links_uteis_files/02%20Deformation.swf.

ARTHAUD, Michel Henri. Elementos de Geologia Estrutural. http://geologico.blogspot.com.br/2012/10/apostila-elementos-de-geologia.html.

Nomenclatura das Falhas

A determinação do nome a ser utilizado para uma determinada falha implica no conhecimento da direção exata e do sentido do movimento relativo dos compartimentos. Esta determinação é impossível em duas dimensões e a figura abaixo mostra que uma falha transcorrente pode, num plano vertical, parecer uma falha vertical.

Falha transcorrente nos planos horizontal e vertical

Neste caso, utiliza-se o termo separação antes do nome da falha (no exemplo ao lado, falha transcorrente sinistral com separação vertical), para caracterizar que se trata de uma classificação visual da falha, baseada num rejeito aparente.

Terminologia complementar

É possível observar no perfil vertical à esquerda, que as falhas normais podem provocar a omissão de camadas enquanto que as falhas inversas podem provocar a sua duplicação. As primeiras são ditas subtrativas, as últimas sendo aditivas.

Falhas aditiva (a) e subtrativa (b)

As falhas que provocam uma diminuição global do comprimento das camadas paralelamente à estratificação são falhas contracionais e as falhas que provocam um aumento global do comprimento das camadas paralelamente à estratificação são falhas extensionais.

Falha extensional (Fonte: FOSSEN. Geologia Estrutural)

Quando uma falha inclinada recorta camadas também inclinadas, a falha é dita conforme (a) quando o seu plano e a camada mergulham na mesma direção, e contrária (b) quando eles mergulham em sentido oposto.

Falhas conforme (a) e contrária (b)

Falhas que apresentam uma rotação interna (que caracteriza o movimento relativo dos blocos) e externa (que caracteriza a rotação das camadas) idênticas são falhas sintéticas (b). Quando rotações interna e externa são de sentidos contrários, as falhas são antitéticas (a).

Falhas antitética (a) e sintética (b)

Determinação do sentido do movimento das falhas

A determinação da direção do movimento relativo dos compartimentos de falha é geralmente possível com a utilização das estrias. O sentido do movimento ao longo desta direção pode ser identificado utilizando-se vários indicadores. 

Os principais critérios que podem ser utilizados com esta finalidade estão representados nas figuras a seguir.

Deslocamento relativo de um marcador: é a situação mais simples. A determinação da direção do movimento relativo dos compartimentos de falha é geralmente possível com a utilização das estrias. O sentido do movimento ao longo desta direção pode ser identificado utilizando-se vários indicadores. Os principais critérios que podem ser utilizados com esta finalidade estão representados nas figuras a seguir.

Deslocamento de um marcador

Dobras de arrasto (ou drag folds)

Uma falha nos Grands Causses, em Bédarieux, França. O bloco esquerdo se move para baixo, enquanto o bloco direito se move para cima. A deformação das camadas da rocha à direita é provavelmente devida ao dobramento de arrasto.

As dobras de arrasto são feições que acompanham frequentemente falhas que afetam materiais de plasticidade limitada (p. ex. ao se aproximar da transição rúptil/dúctil). A deformação inicia-se por um encurvamento das camadas e evolui posteriormente para uma ruptura. A forma da dobra de arrasto caracteriza o sentido do deslocamento.

Tectóglifos: Na ausência dos dois critérios anteriores, são utilizadas feições associadas ao plano de falha: os tectóglifos ou marcas tectônicas. A literatura geológica é rica em exemplos destas feições; entretanto, elas são de observação às vezes difícil e de interpretação frequentemente ambígua. A observação de critérios diversificados em vários planos cogenéticos é recomendada para se chegar a conclusões seguras.

Os tectóglifos podem ser agrupados em várias famílias:

- marcadores ligados a irregularidades do plano de falha: geralmente, a superfície de falha não é perfeitamente lisa. Em certos casos, ela pode se apresentar mais ou menos escalonada, com degraus milimétricos a decimétricos. Esses degraus, dependendo da sua orientação, tendem a ser eliminados pelo deslocamento da falha ou, pelo contrário, a ser preservados. Passando o dedo ao longo das estrias, a superfície parece lisa quando o movimento do dedo é idêntico ao da falha e áspera quando ele se desloca em sentido oposto ao dos blocos de falha.

Frequentemente, os movimentos ao longo de planos irregulares provocam o aparecimento de aberturas, ou de zonas de superposição. As primeiras podem permitir a recristalização de lentes de minerais, muitas vezes fibrosos (quartzo, calcita, etc.); já, as zonas de superposição se transformam em zonas esmagadas ou são marcadas pelo aparecimento de estilólitos.

Os degraus podem corresponder não a irregularidades iniciais do plano de falha, mas a material arrancado do plano no decorrer do movimento. Os relevos assim formados têm geralmente uma forma característica, semi-elíptica (meia lua).

Em outros casos, enfim, os degraus podem ser formados a partir da torção da foliação da rocha quando ela apresenta uma certa obliqüidade em relação ao plano de falha. Nestas três situações, também, o aspecto dos degraus é característico do sentido do movimento.

- marcadores ligados à elementos estriadores: objetos duros (minerais, fragmentos de rocha) podem provocar uma estriação do plano de falha. O objeto pode continuar preso no sulco que ele cavou ou pode ser progressivamente triturado e eliminado. Nos dois casos, a forma do sulco é característica do sentido do movimento.

- fraturas de segunda ordem: associados aos planos de cisalhamento principais, desenvolvem-se frequentemente planos de cisalhamento de segunda ordem (Riedel e Skempton) e fendas de tração. A disposição destas feições, quando comprovadamente cogenéticas da falha, permite a delimitação do sentido do seu movimento.

Muitas outras feições podem ser utilizadas como indicadoras para o sentido de cisalhamento, sempre com o devido cuidado.

Este texto foi extraído de: ARTHAUD, Michel. Elementos de Geologia Estrutural. Fortaleza, 1998.

DEFORMAÇÃO RÚPTIL EM ROCHA

A deformação rúptil ou fratura em rocha predomina nos níveis superficiais da crosta, mas também é característica de zonas do manto com alta resistência mecânica. Os mecanismos de deformação rúptil são geralmente restritos a uma faixa superior de 10-15 km da crosta da Terra.

O fluxo granular ou particulado envolve deformações intergranulares onde os grãos minerais giram e deslizam uns contra os outros sem serem esmagados. Este mecanismo de deformação é típico de areias não consolidas ou pouco consolidadas, depositadas em profundidades rasas.

Fluxo granular particulado

A cataclase envolve deformação intergranular onde a fricção entre os grãos minerais é grande o suficiente para inibir o deslizamento dos grãos até que eles começam a quebrar. Este mecanismo de deformação é típico de sedimentos consolidados e rochas cristalinas.

Fluxo cataclástico

O deslizamento ou escorregamento associado com a deformação rúptil é caracterizado pela fricção e assim é referido ao deslizamento friccional (friccional sliping).

As fraturas são superfícies de descontinuidade formadas em resposta aos stresses internos e externos que atuam sobre o objeto fraturado. Existem três classes principais de fraturas:

- Falhas – caracterizadas por um movimento relativo paralelo à superfície de fratura.

Falha

- Juntas – são fraturas sem deslocamento visível, paralelo ou perpendicular à superfície de fratura.

Junta

- Fissuras – caracterizadas pela abertura ou fechamento, isto é movimento normal à superfície de fratura.

Fissura

As fraturas de tensão (modo I) desenvolvem-se perpendicularmente ao menor eixo de tensão principal e alinhadas com o plano definido pelos eixos de stress máximo e intermediário. O surgimento de fraturas de tensão é favorecido pela baixa pressão de confinamento e pelo baixo diferencial de stress, e é geralmente restrito à faixa superior de algumas centenas de metros da crosta da Terra.

Fratura de tensão

Fraturas de cisalhamento (falhas) desenvolvem-se em um ângulo de 20-30º ao stress máximo principal (σ₁). Pares conjugados de fraturas de cisalhamento são comuns e caracterizam tipicamente o arranjo espacial primário. Em geral, as rochas são mais suscetíveis a fratura de cisalhamento sob baixa pressão de confinamento. Quanto maior a pressão de confinamento, maior será o diferencial de stress (σ_{1 –} σ₃ ) que a rocha pode sustentar antes que ocorra o cisalhamento.

Fratura de cisalhamento

As fraturas de cisalhamento (falhas) são geralmente divididas em fraturas de modo II e modo III.

As fraturas de modo II formam-se pela translação diretamente oposta às paredes laterais da superfície de fratura.

As fraturas de modo IIII envolvem translação e rotação das paredes laterais em uma forma semelhante a tesoura. O termo fratura híbrida ou modo híbrido de fratura tem sido designado para fraturas que combinam movimento de cisalhamento com tensão de abertura.

A teoria do falhamento de Anderson estabelece uma relação espacial dos principais  stresses das fraturas do modo I e do modo II. As fraturas de tensão (modo I) desenvolvem-se paralelas ao σ₁, enquanto as fraturas de cisalhamento (modo II) desenvolvem-se em um ângulo de 20-30º do σ₁.

Teoria do Falhamento de Anderson

O stress efetivo (σ’) exercido sobre um corpo de rocha é definido pela diferença entre o stress total (σ) e a pressão de fluido (p).

σ’ = σ – p

Esta relação aplica-se a cada um dos eixos principais de stress: σ’₁ = σ1 – p; σ’₂ = σ₂ – p e σ’₃ = σ₃ – p.

O stress total é o stress que atua dentro de uma massa de rocha devido à cobertura e/ou sobrecargas e iguala ao stress efetivo se a pressão dos poros é zero.

As medidas do campo de stress em rochas e sedimentos reais fornecem um registro do stress efetivo, ao invés do stress total, porque os fluidos tendem a preencher a maioria dos poros. Entretanto, as rochas cristalinas, como os gnaisses e os granitos, têm porosidade muito baixa e assim podem mostrar o stress efetivo muito próximo ao stress total. Nas rochas porosas, a pressão de fluidos nos poros reduz a carga nas superfícies dos grãos e consequentemente o stress efetivo. A pressão de fluidos nas áreas de falha de empurrão podem ser enormes, grandes o suficiente para suportar o peso de 10 km de rocha sobrejacente.

Feições estruturais em superfícies de junta

As superfícies de junta frequentemente mostram uma variedade de feições morfológicas, tais como hackles (gramadeiras), fringes (franjas) e ribs (costelas). As últimas estruturas formam conjuntos concêntricos de linhas.

Feições estruturais em superfícies de juntas

Ribs no arenito eólico Navaho, Utah.

Ribs e hackles numa superfície de junta que corta as grauvacas metamórficas do Grupo Telemark, Rjukan, Noruega.

As bandas de compactação são associadas com a compactação de grãos por meio da reorganização de grãos e, em muitos casos, cataclases. Elas tendem a mostrar um decréscimo de porosidade. A compactação resulta do deslizamento, rotação e esmagamento de grãos durante o cisalhamento. As bandas de compactação formam-se perpendiculares à direção de encurtamento, e portanto são úteis como marcadores de deformação (strain).

Bandas de compactação

As bandas de dilatação são caracterizadas por um incremento da porosidade e têm, de modo similar às bandas de compactação, pequeno impacto na permeabilidade. A dilatação pode derivar da reorganização dos grãos durante o cisalhamento ou da abertura do modo I. Dilatação sem a presença de cisalhamento resulta na formação de juntas, dado que os contatos dos grãos são coesivos o bastante para suportar o peso das paredes laterais. Areias não consolidadas e não coesivas não produzem juntas.

  

Banda de dilatação, onde a porosidade é maior que da rocha hospedeira.

  As bandas de desagregação sofrem cisalhamento principalmente pelo deslizamento e rotação dos grãos minerais. É envolvida pequena ou nenhuma cataclase. As bandas de desagregação podem ser (quase sempre) invisíveis em afloramentos e sua presença é manifestada pelo deslocamento de laminação sedimentar.

Banda de desagregação

Estruturas em banda de filossilicatos formam-se em areias contendo mais que 15% de filossilicatos. Durante o cisalhamento, os grãos lamelares de filossilicatos giram para se alinharem com a banda, gerando barreiras ao fluxo de fluidos. É comum a redução acentuada da permeabilidade.

Bandas de deformação cataclástica são formadas por estreitas (0,5 – 2 mm) zonas de minerais esmagados. A rocha da parede imediata pode mostrar localmente pequena reorganização de grãos, manifestada como compactação. Na zona central a porosidade e a permeabilidade são quase zero. As bandas de deformação cataclástica podem, portanto, influenciar o fluxo de água e de hidrocarbonetos através da rocha reservatório.

Banda de deformação cataclástica

Extraído de: Professor Haakon Fossen, University of Bergen. Geology: na introduction. Obtido em: http://www.rc.unesp.br/igce/petro/estrutural/Geol_Estrutural_Unesp_RC/Links_uteis_files/GeoIntroMod.swf. Acessado em: 07/03/2013.

O QUE É DEFORMAÇÃO EM ROCHA?

O termo deformação é usado de diversas maneiras por diferentes pessoas e em circunstâncias variadas, assim como vários outros termos em Geologia Estrutural. Na maioria dos casos, particularmente em campo, o termo diz respeito à deformação (strain) visível em uma rocha deformada. Isso é, também, o que o termo realmente significa: uma mudança na forma. Entretanto, as massas rochosas podem ser transladadas ou rotacionadas como unidades rígidas durante uma deformação, sem qualquer mudança interna na forma. Por exemplo, os blocos de falha podem mover-se durante a deformação sem acumular deformação interna. Muitos geólogos estruturalistas preferem incluir esses deslocamentos rígidos no termo deformação, e nos referimos a eles como deformação de corpo rígido, em oposição à deformação de corpo não rígido (strain ou distortion).

A DEFORMAÇÃO É A TRANSFORMAÇÃO DE UMA GEOMETRIA INICIAL EM UMA GEOMETRIA FINAL POR MEIO DE TRANSLAÇÃO OU ROTAÇÃO DE CORPO RÍGIDO, DEFORMAÇÃO INTERNA (strain, distortion) E/OU MUDANÇA DE VOLUME.

É conveniente pensarmos em uma rocha ou unidade rochosa em termos de um contínuo de partículas. A deformação diz respeito às posições antes e depois da história da deformação – e as posições dos pontos antes e depois da deformação podem ser conectadas por vetores. Estes são chamados de vetores de deslocamento, e um campo de vetores é conhecido como campo de deslocamento.

Componentes de deformação

A translação desloca todas as partículas da rocha na mesma direção e por uma mesma distância, e seu campo de deslocamento é definido por vetores paralelos e de mesmo comprimento. São exemplos clássicos as nappes de cavalgamento, com enormes deslocamentos, e, em escala menor, os componentes das rochas (grãos minerais, camadas, blocos de falha), que podem ser transladados ao longo de planos de rejeito ou falhas planas sem qualquer mudança interna da forma.

O termo rotação é usado em referência à rotação rígida do volume inteiro de rocha deformada. A rotação rígida envolve uma rotação física uniforme de um volume de rocha (como uma zona de cisalhamento) em relação a um sistema externo de coordenadas.

As rotações em larga escala de uma grande nappe de cavalgamento ou de uma placa tectônica inteira ocorrem tipicamente em torno de eixos verticais. Os blocos de falha em contextos extensionais, por outro lado, podem estar rotacionados em torno de eixos horizontais, e rotações de pequena escala podem ocorrer em torno de eixos de qualquer posição.

Deformação interna (strain)

A deformação interna (strain, distortion) é aquela não rígida, e possui uma definição simples:

QUALQUER MUDANÇA NA FORMA, COM OU SEM MUDANÇA NO VOLUME, É UMA DEFORMAÇÃO INTERNA (strain), E INDICA QUE AS PARTÍCULAS EM UMA ROCHA MUDARA DE POSIÇÃO EM RELAÇÃO UMAS ÀS OUTRAS.

Um volume de rocha pode ser transportado (transladado) e rotacionado rigidamente de vários, modos, mas não seríamos capazes de defini-los olhando apenas para a rocha. Toda a deformação que podemos observar em campo ou em uma amostra representa uma deformação interna (strain) e, talvez, o modo como ela se acumulou. Considere uma marmita de almoço. Você pode levá-la para a escola ou para o trabalho, o que representa uma significativa translação e rotação, mas não pode ver esses tipos de deformação diretamente. Se sua marmita tiver sido acidentalmente espremida durante o trajeto, você poderá perceber isso ao comparar seu estado atual com o anterior, referente ao momento em que você saiu de casa. Se outra pessoa preparou o seu almoço e o colocou na marmita, você usaria seu conhecimento da disposição dos alimentos para estimar a deformação interna (strain, mudança de forma) envolvida.

Este último ponto é muito relevante, porque, com poucas exceções, não vemos a rocha deformada em seu estado não deformado. Precisamos usar nosso conhecimento do aspecto típico das rochas quando não deformadas. Por exemplo, se encontrarmos oólitos ou manchas de redução deformados em uma rocha, é provável que tenham sido esféricos (circulares, em seção) em seu estado não deformado.

Variação de volume

Nos estudos de deformação, devemos escolher um sistema de referência ou de coordenadas. Se estivermos de pé sobre uma doca, um grande navio chegando ou partindo pode dar a impressão de que a doca está se movendo, e não o navio. Inconscientemente, nosso sistema de referência se mantém fixo no navio, e o resto do mundo se movimenta por translação em relação a ele. Mesmo que possa ser fascinante, essa escolha de referência não é muito útil. A deformação de uma rocha também deve ser considerada dentro de um sistema de coordenadas de referência, que deve ser escolhido com cuidado para manter baixo o nível de complexidade.

É conveniente orientar o sistema de coordenadas de acordo com importantes estruturas geológicas, como a base de uma nappe de cavalgamento, um limite de placa ou uma zona de cisalhamento local. Em muitos casos, opta-se por eliminar a translação e a rotação rígida.

Deformação homogênea e heterogênea

Quando a deformação aplicada a um volume de rocha é idêntica em todo o volume, a deformação é homogênea. A rotação rígida e a translação são, por definição, homogêneas; portanto, somente a deformação interna (strain) e as variações de volume ou área podem ser heterogêneas. Assim, deformação homogênea e deformação interna homogênea são expressões equivalentes.

Na deformação homogênea, linhas originalmente retas e paralelas continuam como tais após a deformação (figura abaixo). Além disso, a deformação interna e a mudança de volume/área são constantes em todo o volume de rocha considerado – o que, se não ocorrer, caracterizará a deformação heterogênea. Isso significa que dois objetos com forma e orientação iniciais idênticas permanecerão assim após a deformação. Note, entretanto, que a forma e a orientação iniciais, em geral, diferem da forma e da orientação finais. Se dois objetos tiverem forma idêntica, mas diferentes orientações antes da deformação, então, terão, geralmente, diferentes formas depois dela, mesmo que ela seja homogênea. Um exemplo são os braquiópodes deformados da figura abaixo. A diferença reflete a deformação interna (strain) imposta à rocha.

DEFORMAÇÃO HOMOGÊNEA: LINHAS RETAS PERMANECEM RETAS, LINHAS PARALELAS PERMANECEM PARALELAS E OBJETOS COM FORMAS E ORIENTAÇÕES IDÊNTICAS PERMANECEM COM FORMAS E ORIENTAÇÕES IDÊNTICAS APÓS A DEFORMAÇÃO.

Entretanto, um ponto deve ser enfatizado:

UMA DEFORMAÇÃO HOMOGÊNEA EM UMA ESCALA PODE SER CONSIDERADA HETEROGÊNEA EM OUTRA.

Um exemplo clássico é o aumento da deformação interna (strain) em uma zona de cisalhamento, que geralmente ocorre da margem em direção ao centro. A deformação é heterogênea nessa escala, mas pode ser subdividida em zonas mais delgadas, onde a deformação é aproximadamente homogênea.

Deformação interna unidimensional

Em uma dimensão (única direção), a deformação interna (strain) refere-se ao estiramento e ao encurtamento (estiramento negativo) de linhas ou objetos aproximadamente lineares (retilíneos). Podemos dizer que a deformação interna (strain) unidimensional não faz sentido, uma vez que uma linha reta estendida não muda de forma, somente de comprimento. Por outro lado, uma mudança em forma, como um círculo se transformando em elipse, pode ser descrita pela mudança de comprimento de linhas de diferentes orientações. É, portanto, conveniente incluir a variação de comprimentos de linhas no conceito de deformação interna (strain).

Há termos especiais que são usados, como elongação, extensão, estiramento, contração, encurtamento e, como qualquer outra grandeza relativa à deformação, eles são adimensionais.

Deformação interna (strain) em duas dimensões

A observação de deformação interna (strain) em planos ou seções é descrita pelas seguintes quantidades adimensionais:

a)    Cisalhamento angular (angular shear), ψ (psi, letra grega) ocorre quando há variação de ângulo entre um par de linhas originalmente ortogonais antes da deformação (figura acima). Mais  especificamente, o cisalhamento angular ao longo de uma linha de referência é a variação do ângulo de uma linha perpendicular a essa linha de referência antes da deformação. A deformação por cisalhamento pode ser determinada onde há objetos com relações angulares conhecidas.

NA DEFORMAÇÃO COAXIAL, AS LINHAS AO LONGO DOS EIXOS PRINCIPAIS DE DEFORMAÇÃO MANTÊM A MESMA ORIENTAÇÃO DE SEU ESTADO INDEFORMADO.

O cisalhamento puro é uma deformação uniaxial perfeita, onde um marcador paralelo a um dos eixos principais não sofre rotação a partir de sua posição original. A deformação uniaxial, onde a rocha é encurtada ou estendida em uma direção, é outro exemplo de deformação coaxial. (Figura anterior)

O cisalhamento puro é uma deformação plana (bidimensional) sem variação de volume, embora alguns geólogos apliquem esse termo a deformações coaxiais tridimensionais. O cisalhamento puro equivale a um encurtamento em uma direção, compensado por extensão em outra.

EM DEFORMAÇÃO NÃO COAXIAL, A ORIENTAÇÃO DOS EIXOS PRINCIPAIS DE DEFORMAÇÃO É DIFERENTE EM DIFERENTES QUANTIDADES DE DEFORMAÇÃO, ENQUANTO NA DEFORMAÇÃO COAXIAL OS EIXOS SEMPRE APONTAM NAS MESMAS DIREÇÕES (MESMA ORIENTAÇÃO, DIFERENTES COMPRIMENTOS).

O cisalhamento simples é um tipo especial de deformação interna (strain) plana de volume constante. Não há estiramento ou encurtamento de linhas ou movimento de partículas na terceira direção. É uma deformação não coaxial, o que significa que linhas paralelas aos eixos principais de deformação são rotacionadas a partir de suas posições iniciais. (Figura anterior) 

b)    A elipse de deformação é a elipse que descreve a quantidade de elongação em qualquer direção num plano de deformação homogênea. Ela representa a deformação de um circula imaginário inicial na seção não deformada. Ela é definida pelos seus eixos mais longo (X) e mais curto (Y).

c)    Variação de área: em uma variação em área sem qualquer deformação, R=X/Y=1. Após uma deformação por pura variação de área, um círculo desenhado na seção inicial permanece um círculo, ainda que com um raio menor ou maior. Em um diagrama simples XY, as deformações por pura variação de área situam-se ao longo da diagonal principal (veja figura abaixo. O mesmo diagrama ilustra os campos de deformação característicos para diferentes combinações de variação em área e deformação interna (strain).

Sempre será possível decompor uma deformação em algumas combinações de variação em área e deformação interna, ou seja isolar os componentes de deformação interna e de variação em área. A figura a seguir mostra como a compactação pode ser decomposta em deformação interna e variação em área.

Deformação interna (strain) tridimensional

O espectro de estados possíveis de deformação amplia-se significativamente se admitirmos estiramento e contração em três dimensões. As situações clássicas de referência são conhecidas como extensão uniforme, achatamento uniforme e deformação plana (figura a seguir).

A extensão uniforme é um estado de deformação onde o estiramento em X é compensado por igual encurtamento no plano ortogonal a X. O achatamento uniforme é o oposto, com encurtamento em uma direção Z compensado por estiramento idêntico em todas as direções perpendiculares a Z. Esses dois estados de referência são os membros extremos de um espectro contínuo de tipos de deformação. Entre o achatamento e a extensão uniformes existe a deformação plana, onde o estiramento em uma direção é perfeitamente compensado por encurtamento numa direção perpendicular. A deformação é “plana” ou bidimensional porque não há estiramento nem encurtamento na terceira direção principal, ou seja, ao longo do eixo Y.

A DEFORMAÇÃO É CONSIDERADA PLANA (BIDIMENSIONAL) ONDE NÃO HÁ VARIAÇÃO DE COMPRIMENTO AO LONGO DO EIXO Y, ENQUANTO A DEFORMAÇÃO TRIDIMENSIONAL IMPLICA VARIAÇÃO DE COMPRIMENTO AO LONG DE X, Y E Z.

Este texto foi extraído e modificado a partir de: FOSSEN, H. Geologia Estrutural. São Paulo : Oficina de Textos, 2012.