01 - DEFORMAÇÃO EM ROCHAS

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Deformação em rochas
Apresentação
As deformações em rochas podem fornecer importantes informações sobre as diversas áreas 
tectônicas do planeta, como, por exemplo, os cinturões orogenéticos, as áreas falhadas e as bacias 
do tipo rifte. Para tanto, uma série de análises, de forma uni, bi e tridimensional, devem ser 
realizadas.
Os tipos de deformação estão relacionados à magnitude e à orientação das tensões e podem ser 
deduzidos por meio da análise das estruturas observadas nas rochas, em áreas tanto sob regime 
dúctil quanto sob regime rúptil.
Nesta Unidade de Aprendizagem, você vai entender o que são deformações em rochas, bem como 
aprender a defini-las em diferentes dimensões e a analisar os tensores de deformação.
Bons estudos.
Ao final desta Unidade de Aprendizagem, você deve apresentar os seguintes aprendizados:
Reconhecer a importância da análise de deformação em rochas.•
Definir deformação em uma, duas e três dimensões em rochas.•
Analisar tensões e deformações em rochas.•
Desafio
A análise das deformações em rochas é um processo fundamental para a compreensão de uma área 
deformada, porém necessita do uso de técnicas de interpretação para a obtenção de informações 
mais coerentes com a realidade.
Observe o caso a seguir:
Quais as principais fontes de erro que você consideraria nessa avaliação?
Infográfico
Os marcadores de deformação em rochas caracterizam a deformação em tempo de atuação, 
natureza e direção, tornando-se fundamentais para a compreensão da história evolutiva da 
deformação.
Os marcadores refletem o estado de deformação nos corpos rochosos, visto que o comprimento, 
fora, e/ou a orientação dos seus atributos geométricos são conhecidos no estado não deformado 
do meio.
Neste Infográfico, você vai entender o que são marcadores de deformação e quais as informações 
que podem ser obtidas deles. Além disso, você vai saber a diferença entre marcadores ativos e 
passivos.
Aponte a câmera para o 
código e acesse o link do 
conteúdo ou clique no 
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Conteúdo do livro
O exame das estruturas deformacionais em rochas permite o reconhecimento de feições 
correlacionadas aos eventos tectônicos, nas diversas escalas, mas, para isso, é necessário o 
conhecimento da geometria desses marcadores antes da ocorrência da deformação.
A análise das estruturas marcadoras de deformação podem ocorrer em três dimensões distintas, 
fornecendo um conjunto de informações que podem revelar tanto a natureza da deformação 
quanto a direção dos eixos de deformação.
No capítulo Deformação em rochas, da obra Geologia estrutural, base teórica desta Unidade de 
Aprendizagem, você aprenderá a analisar as deformações nas três dimensões e a correlacionar as 
deformações com os tensores de deformação.
Boa leitura.
GEOLOGIA 
ESTRUTURAL
Nelize Lima dos Santos
Deformação em rochas
Objetivos de aprendizagem
Ao final deste texto, você deve apresentar os seguintes aprendizados:
  Descrever a importância da análise de deformação em rochas.
  Definir deformação em rochas em uma, duas e três dimensões.
  Analisar tensões e deformações em rochas.
Introdução
A análise estrutural é a base para o entendimento da movimentação da 
crosta terrestre, pois, a partir do estudo das estruturas deformacionais 
presentes nas rochas, é possível compreender o comportamento dos 
esforços atuantes, responsáveis pelas deformações, durante a evolução 
tectônica do planeta.
Neste capítulo, você vai estudar sobre como é feita a avaliação das 
deformações em rochas em três dimensões distintas, a partir da análise 
de marcadores de deformação, e vai correlacionar as deformações aos 
seus respectivos tensores.
1 Análise das deformações
As estruturas originadas pelas deformações são importantes ferramentas que 
auxiliam na descrição da história evolutiva de uma região. Essas estruturas 
podem ser observadas em diversas escalas de análise e interpretadas por 
meio de uma variedade de métodos, que permitem descobrir o estado de 
deformação de uma rocha.
As análises estruturais das rochas podem revelar os tipos e os mecanis-
mos de deformação, de modo que a compreensão sobre os processos que 
atuaram ao longo da história do planeta seja mais abrangente. Essas análises 
(geométrica, cinemática e dinâmica) indicam o registro de estruturas e outras 
feições geológicas dos variados ciclos geotectônicos e suas inter-relações com 
os esforços atuantes na sua formação.
Ao compreender os aspectos estruturais de uma área, podemos classificá-la 
como um local de interesse social e econômico, por exemplo, ao considerar 
que uma ampla gama de depósitos minerais e petrolíferos e, até mesmo reser-
vatórios de água subterrânea, possuem armadilhas de acumulação e migração 
dependentes de estruturas presentes nas rochas (Figura 1).
Figura 1. Estruturas para armadilhas e migração. (a) Seção esquemática indicando conjunto 
de falhas responsáveis pela migração de petróleo. (b) Representação esquemática de 
aquífero, onde o poço B (diferente do poço A) representa captação de água, pois intercepta 
fraturas. 
Fonte: Adaptada de (a) Habermann et al. (2018) e (b) Campos e Cunha (2015).
A análise da deformação em rochas pode revelar a presença de zonas de 
cisalhamento que são importantes depósitos de ouro e indicar os movimentos 
ocorridos, classificando-as como rotacionais ou não rotacionais. Além disso, 
Deformação em rochas2
podem indicar a presença de um conjunto de falhas e fraturas em ambientes 
de bacias sedimentares que podem ter servido como trapas (armadilhas de 
acumulação) de hidrocarbonetos, indicando suas dimensões e direção de 
movimentação, ou falhas e fraturas, que podem estar servindo como reser-
vatórios de água subterrânea.
Para saber mais sobre a utilização das estruturas geológicas na migração e na armadilha 
de hidrocarbonetos, leia o artigo “Petróleo na margem continental brasileira: geologia, 
exploração, resultados e perspectivas”, de Edison José Milani et al.
Se quiser saber sobre a caracterização de estruturas geológicas em subsuperfície 
associadas a zonas de mineralização de urânio, busque o artigo “Avanços na carac-
terização das estruturas geológicas em subsuperfície da província uranífera Lagoa 
Real (BA) a partir de dados aerogeofísicos”, das autoras Suze Nei Pereira Guimarães 
e Valiya Mannathal Hamza. Ainda, para saber sobre o funcionamento de uma rocha 
intensamente fraturada como reservatório de água subterrânea, leia o artigo de Olivar 
Antonio Lima de Lima, “Estruturas geoelétrica e hidroquímica do sistema aquífero 
cristalino da bacia do Alto Rio Curaçá, semi-árido da Bahia”. 
2 Dimensões das rochas
As deformações em rochas geram uma ampla gama de estruturas e nem sem-
pre é possível extrair informações diretamente dessas feições, especialmente 
porque, muitas vezes, a deformação não ocorre em um único evento, e sim, 
em eventos sucessivos. Essas deformações podem ser estudadas em uma, duas 
ou três dimensões e expressas de forma matemática.
Os estados das deformações em rochas são analisados a partir de objetos 
denominados marcadores de deformação, que são capazes de indicar a na-
tureza, o estado e o tempo relativo das deformações e a direção dos eixos de 
deformação (FOSSEN, 2012). Os marcadores podem ser estruturas formadas 
durante a deformação ou estruturas preexistentes que tenham modificado 
sua forma, comprimento e/ou orientação durante a deformação (FOSSEN, 
2012). Para identificá-los, é necessário conhecer suas características antes da 
ocorrência dos eventos deformacionais.
O processo de análise das deformações é um critério fundamental para o 
estabelecimento do modo de atuação dos esforços em uma determinada área, 
3Deformação em rochas
pois, o reconhecimento da geometria e da simetria das estruturas presentes 
nas rochas permite inferir sobre as tensões responsáveis pela deformação, 
embora ocontrário não seja possível.
As estruturas deformacionais são classificadas em dúcteis (por exemplo, 
dobras), quando não há perda de continuidade, ou rúpteis (por exemplo, falhas), 
quando há perda de continuidade. Também possuem elementos geométricos 
lineares e/ou planares (superfícies), de onde uma série de informações básicas 
podem ser identificadas. Os elementos planares e lineares mais comuns são 
os seguintes:
  planares: planos de falha, planos axiais de dobra, estratificação, clivagem 
e xistosidade;
  lineares: eixos de dobras e microdobras, minerais e seixos alongados, 
estrias glaciais e de falha e as interseções entre duas estruturas pla-
nares, como estratificação e clivagem, estratificação e junta ou duas 
clivagens, entre outras.
A medição das orientações dos elementos geométricos das estruturas rea-
lizada com o auxílio da bússola geológica é o ponto de partida para qualquer 
tipo de análise e qualquer imprecisão ou insuficiência na coleta e na medição 
desses dados no campo pode impossibilitar a correta compreensão do histórico 
de deformação de uma área (Figura 2). 
Figura 2. Elementos geométricos das estruturas. (a) Elementos geométricos de falhas. 
Nos planos de falhas, assim como em outras estruturas planares, são medidos a direção 
(dip — ds) e o mergulho (strike — ss). (b) Elementos geométricos de dobras. Nos elementos 
lineares, eixo da dobra, são medidos direção e mergulho. 
Fonte: Coe (2010, p. 296).
Deformação em rochas4
Análise unidimensional
As análises de deformação unidimensionais são análises simples que obser-
vam as variações no comprimento de linhas ou em objetos aproximadamente 
lineares, que podem estirar-se ou encurtar-se (FOSSEN, 2012). 
Os marcadores de deformação que podem ser utilizados na análise unidi-
mensional são os seguintes (Figura 3): 
  eixo longo de um belemnite ou de algum outro tipo de fóssil ou mineral 
de comprimento acentuado;
  linhas de estratificação ou camadas falhadas ou dobradas;
  diques e veios boudinados. 
Figura 3. Marcadores estruturais unidimensionais. (a) Veio de quartzo boudinado. 
(b) Acamamento sedimentar (S0) dobrado. 
Fonte: Adaptada de (a) Santini (2011) e (b) Miyagawa e Gorayeb (2013).
Análise bidimensional
As análises de deformação bidimensionais são realizadas por meio de planos 
ou seções, como, em geral, é feito quando se descreve um afl oramento rochoso. 
Nesse tipo de análise, é importante se perguntar em que plano estão sendo 
realizadas as observações. Segundo Fossen (2012), é muito comum utilizar 
os dados de deformação extraídos das seções para calcular o elipsoide de 
deformação (feição geométrica utilizada como referência para análise das 
deformações em três dimensões) em três planos (elipses XY, XZ e YZ).
5Deformação em rochas
A deformação, observada de forma bidimensional, considera o cisalha-
mento angular que é a variação no ângulo entre duas linhas originalmente 
perpendiculares entre si, podendo ser puro (sem rotação) ou simples (com 
rotação) (FOSSEN, 2012). Para essa análise, é necessária a existência de 
objetos, cuja forma anterior à deformação seja conhecida, ou a presença de 
marcadores lineares (unidimensionais) com diversas orientações.
Os marcadores que podem ser utilizados na análise bidimensional são 
(Figura 4): 
  lavas almofadadas; 
  fósseis que tendem a ser esféricos antes da deformação, como ooides 
e corais;
  conglomerados e brechas. 
Figura 4. Marcadores estruturais bidimensionais. (a) Oóides. 
(b) Lavas almofadadas. (c) Brechas de filitos (Fi) e xisto (Xi).
Fonte: Adaptada de (a) Armelenti (2014), (b) Tassinari et al. (2001) 
e (c) Fambrini et al. (2018).
Deformação em rochas6
Tridimensional
As análises de deformação tridimensionais são análises completas, em que 
os espectros de estado possíveis de deformação ampliam-se de maneira 
significativa, pois a deformação tridimensional provoca variação de com-
primento nas três dimensões (FOSSEN, 2012). Pode haver encurtamento 
ou estiramento em uma das dimensões (X, Y ou Z), a que as outras duas 
dimensões responderão com estiramento ou encurtamento, respectiva-
mente, de forma simultânea. As formas dos elipsoides de deformação são 
analisadas por meio do Diagrama de Flinn, em que é possível separar 
os domínios nos quais as estruturas planares e lineares são produzidas, 
de acordo com a magnitude relativa de estiramento nos eixos principais 
de deformação.
Para ver exemplos de aplicação do diagrama de Flinn na análise das formas dos 
elipsoides de deformação, leia os artigos “A análise da deformação finita em rochas 
metassedimentares da Região da Serra da Matriculada, município de Datas (MG), 
Serra do Espinhaço Meridional”, de Juni Silveira Cordeiro et al., e “Determinações da 
deformação finita em rochas metassedimentares da faixa ribeira na Região de Iporanga 
e Apiaí, SP”, de Ginaldo Ademar da Cruz Campanha e Georg Robert Sadowski.
A análise tridimensional é mais complexa, por isso é comum analisar 
a deformação em duas dimensões, embora os dados obtidos por meio de 
duas ou mais seções podem ser combinados para o cálculo do elipsoide 
de deformação em três dimensões. O elipsoide de deformação possui três 
planos principais de deformação ortogonais entre si que se interceptam 
ao longo de três eixos principais de deformação, também ortogonais entre 
si. Esses eixos representam os vetores de comprimento e de orientação da 
deformação (Figura 5).
7Deformação em rochas
Figura 5. Bloco diagrama ilustrando as relações geométricas entre as estruturas coletadas 
em campo.
Fonte: Silva, Simões e Ruiz (2002, p. 414).
Propriedades mecânicas dos marcadores de deformação
De acordo com as suas propriedades mecânicas, os marcadores podem ser 
ativos, quando respondem às deformações de modo diferente do seu entorno, 
ou passivos, quando apresentam deformação similar à rocha ao seu redor. O 
modo como os diferentes marcadores se comportam depende dos seguintes 
fatores (FOSSEN, 2012):
  composição mineralógica;
  tamanho dos grãos;
  presença de fluidos;
  trama preexistente;
  condições de temperatura e pressão durante a deformação. 
Os marcadores ativos reagem mecanicamente ao campo de esforços 
por apresentarem um contraste de viscosidade em relação à matriz, po-
dendo apresentar flambagem ou boudinagem, porém não fornecem um 
quadro representativo do estado geral de deformação na rocha (FOSSEN, 
2012). Já os marcadores passivos, não apresentam contraste mecânico ou 
Deformação em rochas8
deformacional em relação ao material ao seu redor, pois se deformam de 
modo idêntico a este, o que implica ausência de flambagem e boudinagem 
(FOSSEN, 2012).
Conhecer a forma dos marcadores anteriores à deformação é essencial para 
o reconhecimento da deformação, porém, as estruturas e as outras feições 
geológicas raramente apresentam formatos perfeitos. Assim, quanto mais 
medições em diferentes seções forem realizadas, melhores serão as possibi-
lidades de minimização dos erros das análises realizadas. 
3 Análise de tensões
A tensão é uma resposta à força aplicada em uma determinada área. Nas rochas, 
podem ser provocadas pela mobilidade da litosfera e/ou pelo peso das camadas 
sobrejacentes, e são representadas por três vetores principais relacionados aos 
esforços (σ1, σ2 e σ3), que possuem magnitude e direção. No ponto onde ocorreu 
máxima compressão (σ1), é possível observar um encurtamento das rochas, já 
no ponto de mínima compressão (σ3) ocorre o estiramento das rochas. Esses 
vetores podem ser representados espacialmente pelo elipsoide de tensão, se 
analisados em três dimensões.
A tensão provoca mudanças na estrutura original das rochas que, por sua 
vez, podem ser representadas pelo elipsoide de deformação (X, Y e Z), em 
que o eixo X representa a máxima deformação (máximo estiramento) e o eixo Z 
representa a mínima deformação (máximo encurtamento). Essas deformações 
são medidas comparando-se os comprimentos de seus eixos representativos 
antes e depois da deformação (POMEROLet al., 2013, p. 373).
As tensões exercidas sobre as rochas podem ser classificadas da seguinte 
forma:
  compressivas (atuam na direção do corpo rochoso reduzindo o volume 
da rocha paralelamente à atuação das forças e alongando-a em direção 
perpendicular); 
  distensivas (as forças atuam para fora do corpo rochoso e ocorre alon-
gamento na direção paralela à atuação das forças); 
  de cisalhamento (ocorre em razão dos movimentos paralelos e em sen-
tidos opostos dos blocos de rocha, que produzem mudança na forma).
9Deformação em rochas
As rochas respondem às tensões de modo elástico, plástico ou rúptil (Figura 
6), em função dos fatores internos e externos (SALAMUNI, 2016). 
  Deformação elástica: é não permanente e o material retorna à sua forma 
e volume originais quando a tensão cessa. Essa situação ocorre quando 
a rocha não ultrapassa o seu limite de elasticidade. 
  Deformação plástica: é irreversível pois, quando a força aplicada cessa, 
o material continua deformado. Isso ocorre quando a força aplicada 
sobre a rocha supera o seu limite de elasticidade, mas fica abaixo do 
seu limite de plasticidade, a rocha sofre dobramentos ou arqueamentos. 
  Deformação rúptil: ocorre quando a força supera os limites de plasti-
cidade das rochas e são gerados fraturamentos e quebras.
Figura 6. Gráfico de tensão vs. deformação. A variação da deformação ocorre em função 
da tensão suportada pelas rochas.
Fonte: Salamuni (2016, p. 258).
Tipos de tensão
Tensão é uma propriedade física que tende a deformar o corpo, de forma 
permanente ou não, dependendo da sua resistência à deformação. A magnitude 
da tensão depende da magnitude da força aplicada e da dimensão da área 
afetada (PIO FIORI; WANDRESEN, 2014). 
Deformação em rochas10
No gráfico de tensão vs. deformação, a inclinação da reta resultante 
no regime elástico configura o módulo de elasticidade, que representa a 
resistência do material, ou seja, a deformação sofrida por unidade de força 
suportada e absorvida. A tensão, dessa forma, é o esforço resistente de 
um corpo rochoso que age para impedir ou imprimir a movimentação e 
limitar a deformação, caso as forças atuantes sobre o corpo ultrapassem 
as tensões (esforços resistentes) os corpos estarão em movimento (CHEN; 
HAN, 2007).
O gráfico de tensão x deformação representa as tensões máximas. Em 
estudos mais avançados, são utilizados os círculos de Mohr para o cálculo 
das tensões atuantes em qualquer seção, visto que as tensões nem sempre 
ocorrem no sentido normal (perpendicular) ao corpo (Figura 7a). A junção 
das componentes normal e tangencial permite indicar as tensões que ocorrem 
em outras direções para manter o equilíbrio do corpo (Figura 7b).
Figura 7. Representação gráfica das tensões. (a) Tensões em um sistema de referência. 
A grandeza σz é chamada de tensão normal e as grandezas τzy e τzx são chamadas 
de tensões tangenciais (cisalhantes). (b) Componentes de tensão. A tensão na seção 
(1–3) é expressa pelas componentes normal σ e tangencial τ.
Fonte: Mascia (2006, p. 3, 5).
As fórmulas utilizadas para o cálculo da variação das componentes em 
função da posição da seção (1–3) (Figura 7b) permite a representação gráfica 
conhecida como Círculo de Mohr, que é uma circunferência escrita na forma 
paramétrica (ou seja, em função de α), em que um ponto genérico T (σ, τ) 
corresponde à tensão σ (abcissa) e à tensão τ (ordenada) (Figura 8) (MASCIA, 
2006).
11Deformação em rochas
Figura 8. Círculo de Mohr. A tensão normal corresponde à abscissa, e a tensão 
cisalhante corresponde à ordenada.
Fonte: Mascia (2006, p. 7).
As tensões podem ser distinguidas em função da direção em que atuam. As 
tensões normais em uma direção são chamadas de uniaxiais; caso as tensões 
normais atuem em duas direções, são denominadas tensões biaxiais. No geral, 
o interesse do estudo das tensões está voltado para a determinação da maior e 
da menor tensão e dos planos em que ocorrem (MASCIA, 2006). As tensões 
máximas são chamadas de tensões principais e os planos onde ocorrem as 
tensões máximas são os planos principais de tensão.
O artigo “Geologia estrutural em ambiente rúptil: fundamentos físicos, mecânica de 
fraturas e sistemas de falhas”, de Henrique Zerfass e Farid Chemale Jr., discute sobre os 
diversos tipos de tensões que podem atuar nos corpos rochosos em ambiente rúptil 
e sobre as estruturas correlacionadas.
A análise das deformações baseia-se na geometria dos corpos após a defor-
mação; porém, considera o estado inicial das estruturas e das feições geológicas 
antes da deformação. Essa análise, quando envolve a descrição das forças e 
das tensões, requer conhecimentos das propriedades físicas e mecânicas dos 
materiais rochosos submetidos à tensão (FIORO; WANDRESEN, 2014). 
Deformação em rochas12
ARMELENTI, G. Deposição, diagênese e potencial de reservatório das rochas sedimentares não-
-carbonáticas da seção rifte da Bacia de Campos. 2014. Dissertação (Mestrado em Geociências) 
— Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto Alegre, 2014.
CAMPOS, J. E. G.; CUNHA, L. S. Caracterização hidrogeológica da ocorrência de aquífero 
termal no Distrito Federal. Geociências, v. 34, n. 2, p. 210–223, 2015.
CHEN, W.;HAN, D. Plasticity for structural engineers. Baltimore: J. Ross Publishing, 2007.
COE, A. L. (Ed.). Geological field techniques. Chichester: Wiley-Blackwell, 2010.
FAMBRINI, G. L. et al. Proveniência e paleocorrentes de conglomerados e arenitos do 
Grupo Santa Bárbara (Ediacarano) no Vale do Piquiri, Sub-bacia Camaquã Oriental, 
RS: implicações tectônicas. Geologia USP: Série Científica, v. 18, n. 1, p. 114–183, 2018.
FIORI, A. P.; WANDRESEN, R. Tensões e deformações em geologia. São Paulo: Oficina de 
Textos, 2014.
FOSSEN, H. Geologia estrutural. 2. ed. São Paulo: Oficina de Textos, 2012.
HABERMANN, L. et al. Caracterização geológica da distribuição de reservatórios carbonáti-
cos albianos, sudoeste da Bacia de Campos (Brasil). Geociências, v. 37, n. 2, p. 279–298, 2018.
MASCIA, N. T. Teoria das tensões. Campinas: Unicamp, 2006. Material de aula do Depar-
tamento de Estruturas, da Faculdade de Engenharia Civil, Arquitetura e Urbanismo, 
da Universidade Estadual de Campinas. Disponível em: http://www.fec.unicamp.
br/~nilson/apostilas/Tensoes.pdf19042017. Acesso em: 12 maio 2020.
MIYAGAWA, L. J. P. P.; GORAYEB, P. S. S. Basaltos almofadados da Suíte Ofiolítica Morro do 
Agostinho: registros de fundo oceânico na porção centro-oeste do Cinturão Araguaia. 
Geologia USP: Série Científica, v. 13, n. 4, p. 111–124, 2013.
POMEROL, C. et al. Princípios de geologia: técnicas, modelos e teorias. 14. ed. Porto 
Alegre: Bookman, 2013.
SALAMUNI. E. Mapeamento e reconhecimento de estruturas tectônicas. In: NADALIN, 
R. J. (Ed.). Técnicas especiais de cartografia geológica. 2. edição. Curitiba: UFPR, 2016. 
cap. 8, p. 255–302.
SANTINI, M. V. F. T. Mapeamento geológico e petrografia do ortognaisse Maricá, Maricá, 
Rio de Janeiro. 2011. Trabalho de Conclusão de Curso (Bacharelado em Geologia) — 
Instituto de Geociências, Centro de Ciências Matemáticas e da Natureza, Universidade 
Federal do Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, 2011.
SILVA, C. H.; SIMÕES, L. S. A.; RUIZ, A. S. Caracterização estrutural dos veios auríferos 
da região de Cuiabá (MT). Revista Brasileira de Geociências, v. 32, n. 4, p. 407–418. 2002.
TASSINARI, C. C. G. et al. Neoproterozoic oceans in the Riberia Belt (southeastern Brazil): 
the Pirapora do Bom Jesus ophiolitic complex. Espisodes, v. 24, n. 4, p. 245–251, 2001.
13Deformação em rochas
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Leituras recomendadasCAMPANHA, G. A. C.; SADOWSKI, G. R. Determinações da deformação finita em rochas 
metassedimentares da faixa ribeira na Região de Iporanga e Apiaí, SP. Revista Brasileira 
de Geociências, v. 32, n. 1, p. 107–118, 2002.
CORDEIRO, J. S. et al. A análise da deformação finita em rochas metassedimentares da 
Região da Serra da Matriculada, município de Datas (MG), Serra do Espinhaço Meri-
dional. Geonomos, v. 16, n. 1, 2008.
GUIMARÃES, S. N. P.; HAMZA, V. M. Avanços na caracterização das estruturas geológicas 
em subsuperfície da província uranífera Lagoa Real (BA) a partir de dados aerogeofísicos. 
Geociências, v. 28, n. 3, p. 273–286, 2009.
LIMA, O. A. L. Estruturas geoelétrica e hidroquímica do sistema aquífero cristalino da 
bacia do alto rio Curaçá, semi-árido da Bahia. Revista Brasileira de Geofísica, v. 28, n. 3, 
p. 445–461, 2010.
MILANI, E. J. et al. Petróleo na margem continental brasileira: geologia, exploração, 
resultados e perspectivas. Revista Brasileira de Geofísica, v. 18, n. 3, p. 351–396, 2001.
SILVA, A. D. et al. Terra, universo de vida 11º ano: 2º parte: geologia. Porto: Porto, 2011.
ZERFASS, H.; CHEMALE JR, F. Geologia estrutural em ambiente rúptil: fundamentos 
físicos, mecânica de fraturas e sistemas de falhas naturais. Terræ Didatica, v. 7, n. 2, p. 
75–85, 2011.
Deformação em rochas14
Dica do professor
A análise de deformação é uma importante etapa para definir a natureza e a intensidade das 
deformações. Em duas dimensões, os dados são obtidos por meio da análise de seções geológicas e 
podem ser estudados a partir de uma variedade de métodos.
Os métodos de análise estrutural utilizam uma série de elementos geológicos, como grãos, minerais 
e fósseis, que, de acordo com as suas orientações, permitem a identificação das características das 
deformações e, consequentemente, dos esforços atuantes.
Nesta Dica do Professor, você vai conhecer os principais métodos de análises de deformação 
bidimensionais e as estruturas capazes de auxiliar nesse tipo de análise.
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Exercícios
1) As diversas estruturas geradas pelas deformações nas rochas podem ser analisadas em uma, 
duas ou três dimensões a depender de sua forma e dos objetivos da análise.
Em relação às diferentes análises de deformação, assinale a alternativa correta:
A) As variações nos comprimentos de estruturas ou feições geológicas lineares devem ser 
analisadas do ponto de vista bidimensional.
B) A análise de deformação tridimensional permite a obtenção de maior número de dados de 
deformação por ser mais complexa.
C) As análises tridimensionais avaliam o estiramento e o encurtamento dos marcadores de 
deformação em duas dimensões e a rotação na terceira dimensão.
D) As seções geológicas são instrumentos utilizados nas análises de deformação unidimensionais 
devido à necessidade de uma visão mais completa nessa dimensão.
E) Na análise bidimensional, é observado estiramento ou encurtamento em duas dimensões, e 
esses dados são visualizados no elipsoide de deformação.
2) O estado das deformações em rochas é analisado a partir de objetos denominados de 
marcadores de deformação.
Sobre os marcadores de deformação, é correto afirmar:
A) Os marcadores de deformação permitem a identificação da direção dos eixos de deformação 
e da natureza da deformação.
B) As estruturas formadas durante a deformação mascaram as feições pré-existentes, 
impossibilitando as análises das deformações.
C) Os marcadores de deformação em formato linear devem ser utilizados em análises de 
deformação tridimensional.
D) As estruturas preexistentes podem ser utilizadas como marcadores desde que mantenham a 
sua forma durante a deformação.
Carlos Henrique
Realce
Carlos Henrique
Realce
E) Os marcadores de deformação que, antes da deformação, apresentam formato esférico são 
ideais para análises unidimensionais.
3) Os marcadores de deformação respondem à deformação de maneira distinta a depender de 
suas propriedades mecânicas. 
Em relação ao tema, é correto afirmar:
A) Os marcadores ativos apresentam deformações similares às rochas ao entorno.
B) Os marcadores passivos apresentam deformações diferentes das rochas ao entorno.
C) A presença de fluidos contribui para a diferenciação no comportamento dos marcadores.
D) Boudins formados nos marcadores passivos indicam composição mineral idêntica ao entorno.
E) Os marcadores ativos fornecem informações completas das deformações nas rochas.
4) As modificações nas estruturas originais das rochas resultam da alteração das tensões 
exercidas nas rochas que, por sua vez, respondem à força aplicada em determinada área. Ao 
comparar os pontos nos corpos rochosos que não sofreram deformação com os que 
sofreram, é possível imaginar a transformação de uma esfera centrada no primeiro ponto 
(não deformado) em um elipsoide no segundo ponto (deformado).
Essa superfície matemática representa, portanto, a variação na forma das estruturas e, 
consequentemente, no campo de tensão. Considerando isso, assinale a alternativa correta:
A) A máxima compressão resulta no máximo estiramento, ao contrário da mínima compressão, 
que resulta no máximo encurtamento das rochas.
B) O elipsoide de deformação é formado por dois eixos de estiramento (X e Z) e um eixo de 
encurtamento (Y).
C) No elipsoide de deformação, a mínima deformação é representada no eixo X e a máxima 
deformação, no eixo Z.
D) As tensões compressivas atuam em direção ao corpo, ocorrendo alongamento na direção 
paralela à força de compressão.
E) As tensões cisalhantes ocorrem devido aos movimentos paralelos e em sentidos opostos dos 
blocos de rocha.
Carlos Henrique
Realce
Carlos Henrique
Realce
5) As movimentações tectônicas na litosfera e a deposição de sedimentos sobre rochas pré-
existentes resultam em esforços em diferentes direções e com variadas magnitudes, que 
podem ser representados por vetores. As rochas respondem a esses esforços de modo 
elástico, plástico ou rúptil, dependendo de uma série de fatores externos e internos que 
influenciam nas deformações.
Quanto às forças atuantes sobre um corpo rochoso, podemos afirmar que:
A) o corpo rochoso permanece em repouso caso as forças atuantes sobre ele ultrapassem o 
esforço resistente, pois agem para impedir a movimentação e a deformação.
B) quando o corpo rochoso está no estado elástico e a força atuante cessa, ocorre uma ruptura 
no corpo, visto que, nesses casos, a deformação é irreversível.
C) se a força atuante sobre um corpo rochoso no estado plástico cessa, o corpo volta à sua 
forma e volume originais porque, nesses casos, a deformação é não permanente.
D) caso a força sobre um corpo rochoso atue de modo que este supere seu limite de 
elasticidade, mas se mantendo abaixo do limite de plasticidade, ocorre a deformação rúptil.
E) sendo resultado das forças atuantes sobre os corpos rochosos, as tensões ocorrem na direção 
perpendicular, mas também em componente tangencial ao corpo.
Carlos Henrique
Realce
Na prática
As deformações nas rochas são expostas apenas se os marcadores tiverem modicado a forma 
durante a deformação. O uso desses marcadores pode indicar os mecanismos envolvidos durante a 
deformação e, em alguns casos, fornecer dados sobre a rocha encaixante das estruturas.
Os marcadores resultam dos esforços aplicados nos corpos rochosos. Portanto, imprimem das 
rochas o registro da ação tectônica atuante em determinada área.
Veja, em Na Prática, como os marcadores podem ser utilizados na compreensão da deformação a 
partir das análises uni, bi e tridimensional.
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Saiba +
Para ampliar o seu conhecimento a respeito desse assunto, veja abaixo as sugestões do professor:
A estrutura do segmento oeste da Serra do Curral, Quadrilátero 
Ferrífero, e o controle tectônico dasacumulações compactas de 
alto teor em Fe
Neste artigo, você verá a relação entre as tensões e a deformação em um corpo rochoso e como as 
estruturas resultantes controlam os depósitos de ferro.
Aponte a câmera para o código e acesse o link do conteúdo ou clique no código para acessar.
Tensão x deformação
Neste vídeo, você verá como as tensões aplicadas em um corpo provocam as deformações e quais 
as fórmulas utilizadas para o cálculo das deformações e tensões.
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Análise de deformações
Veja, no capítulo "O interior da Terra", página 29, alguns conceitos básicos sobre as deformações 
dúcteis e rúpteis e como elas se relacionam aos esforços aplicados.
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https://pdfs.semanticscholar.org/859a/6cdb004cae355d9833064dd2c10371357156.pdf?_ga=2.56560811.1444697058.1589216139-2038659362.1580924699
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