09 - ZONAS DE CISALHAMENTO

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Zonas de cisalhamento
Apresentação
Uma zona de cisalhamento representa uma zona na qual a deformação 
é claramente mais alta do que na rocha e cujos limites são definidos 
por uma mudança na deformação, geralmente vista pela rotação de marcadores preexistentes ou 
pela formação de uma nova textura. 
A geometria, a orientação e o movimento relativo das paredes são 
as condições de contorno que controlam a deformação dentro da 
zona de cisalhamento.
No entanto, vários processos podem alterar as condições de contorno ao longo do tempo, por 
exemplo: alterações na compactação causada pela solução de pressão e perda relacionada de 
material na zona (afinamento), localização da tensão onde os limites são deixados inativos 
(afinamento), inclusão de porções maiores ou menores 
das rochas da parede (alargamento) e interação entre as zonas de cisalhamento adjacentes 
(alargamento por ligação). Portanto, termos como alargamento, espessura constante e zonas de 
cisalhamento são normalmente usados.
Nesta Unidade de Aprendizagem, você irá definir o que são zonas 
de cisalhamento, bem como descrever o comportamento delas. 
Além disso, irá analisar a importância de indicadores cinemáticos.
Bons estudos.
Ao final desta Unidade de Aprendizagem, você deve apresentar os seguintes aprendizados:
Definir zonas de cisalhamento.•
Descrever o comportamento de zonas de cisalhamento.•
Analisar a importância de indicadores cinemáticos.•
Desafio
Ao longo das falhas, as rochas frequentemente são quebradas e pulverizadas à medida que blocos 
de crosta em lados opostos de 
uma falha se atritam; este fenômeno é típico em zonas de cisalhamento. O material argiloso que 
resulta desse movimento é chamado de “farinha” de falha, por ser um material muito fino.
Outros materiais que podem ser encontrados em zonas de cisalhamento são “rochas de falha”, 
como cataclasitos (p. ex., brecha, microbrecha, banda de falha). Esses materiais devem ser 
analisados com muita cautela, pois podem gerar confusão em sua interpretação no campo. Por 
exemplo, a farinha de falta pode ser confundida com outras rochas altamente intemperizadas. Para 
fazer uma interpretação correta no campo, deve-se considerar se os materiais têm uma 
continuidade regional dentro da zona de cisalhamento, se pertencem a uma 
formação geológica cartográfica, etc.
Com base no contexto apresentado, considere a seguinte situação:
Nesta situação, você precisará entregar uma análise da zona apontada. Indique na imagem acima as 
feições em que você 
identificou possíveis zonas de falhas e, além disso, defina as 
suas principais características.
Infográfico
As zonas de cisalhamento separam porções sob tensão, ou não, 
da litosfera e são as contrapartes mais profundas das falhas da 
crosta superior e das zonas de falha nas configurações contracional, extensional e de cisalhamento. 
Elas também representam anomalias reológicas e mecânicas que podem ser reativadas ou 
influenciar a evolução estrutural durante estágios ou fases posteriores da deformação, como, por 
exemplo, durante a fissuração, e são componentes importantes no contexto das placas tectônicas.
Essas zonas também podem ser classificadas de acordo com o seu mecanismo de deformação em 
escala microdominante, onde as zonas de cisalhamento de plástico (ou cristal-plástico), também 
conhecidas como zonas de cisalhamento viscosas, são dominadas por mecanismos de cristal-
plástico (deslocamento de fluência e geminação) e difusão, enquanto as zonas de cisalhamento por 
fricção ou quebradiças são dominadas por mecanismos de deformação quebradiços (fratura 
de grãos, deslizamento por fricção e rotação de grãos). As zonas 
de cisalhamento quebradiças são geralmente conhecidas por 
outros nomes, como falhas, zonas de falha ou núcleos de falha, 
e envolvem atividade sísmica episódica em vez da fluência 
assísmica, que caracteriza o acúmulo de deformação em 
zonas de cisalhamento plásticas.
 
Neste Infográfico, você verá um pouco do comportamento das zonas de cisalhamento e sua 
influência nos materiais geológicos devido ao estado em que se encontram.
Aponte a câmera para o 
código e acesse o link do 
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Conteúdo do livro
Sob temperatura adequada, as condições de pressão e/ou fluido fluem por fluência dúctil, 
acomodada na escala de grãos por movimento de deslocamentos e/ou processos de difusão. O 
deslocamento relativo entre domínios rochosos adjacentes é, contudo, comumente concentrado 
em zonas planas que consistem em rochas intensamente cortadas, delimitadas em ambos os lados 
por gradientes de deformação. Consequentemente, zonas de cisalhamento dúctil são frequentes 
em rochas metamórficas. Elas variam em largura desde infinitesimal até vários quilômetros. A 
intensidade da tensão de cisalhamento é nula ou baixa na rocha da parede, aumenta 
progressivamente ao longo dos gradientes e é mais forte no plano de contiguidade entre os dois 
gradientes. 
A falha dúctil é um processo que resulta em deslocamento por meio de um gradiente de velocidade 
localizado no fluxo distribuído. Essa é uma visão simplificada, mas, como as zonas de falha frágeis, 
as zonas de cisalhamento dúctil geralmente contêm várias estruturas de pequena escala que 
indicam o sentido de cisalhamento. Frequentemente, eles também transportam líquidos, dilatam e 
podem hospedar a mineralização.
No capítulo Zonas de cisalhamento, da obra Geologia estrutural, você vai compreender o que são as 
zonas de cisalhamento, quais comportamentos podem se associar a essas estruturas e como os 
indicadores podem ser úteis.
Boa leitura.
GEOLOGIA 
ESTRUTURAL
Márcio Fernandes Leão
Zonas de cisalhamento
Objetivos de aprendizagem
Ao final deste texto, você deve apresentar os seguintes aprendizados:
  Definir zonas de cisalhamento.
  Descrever o comportamento de zonas de cisalhamento.
  Analisar a importância de indicadores cinemáticos.
Introdução
As zonas de falha ou de cisalhamento são zonas planares desenvolvidas 
localmente por meio de deformação dúctil que contêm uma textura 
induzida por fenômeno tectônico. Representam um dos indicadores 
cinemáticos mais comumente usados, pois são estruturas assimétricas que 
podem ser usadas para determinar o sentido do movimento e a orientação 
do campo de tensão operantes no tempo de sua formação. Isso se deve 
à abundante ocorrência dessas estruturas e à suposição de que exista 
uma relação única entre elas e seu campo de tensão. No entanto, existe 
uma variedade de estruturas que, quando vistas em duas dimensões 
em uma superfície de afloramento, exibem a geometria das zonas de 
cisalhamento, mas são formadas de várias maneiras e são orientadas em 
vários ângulos para a compressão principal máxima. 
Neste capítulo, você vai estudar sobre zonas de falhas e seu comporta-
mento. Além disso, vai analisar a importância dos indicadores cinemáticos 
característicos dessas zonas. 
1 O que são zonas de cisalhamento?
A maior parte das deformações acumuladas na porção plástica ou viscosa 
da litosfera, tanto na crosta quanto no manto, localiza-se em zonas que 
mostram grandes variações de orientação, de comprimento, de espessura, 
de deslocamento, de geometria da deformação, de coaxialidade e de me-
canismos de deformação. Em geral, tais zonas envolvem um componente 
signifi cativo de cisalhamento simples e, portanto, são chamadas de zonas 
de cisalhamento, embora um componente de deformação coaxial (por 
exemplo, cisalhamento puro) também esteja envolvido na maior parte das 
vezes (DAVIS, 1984).
As zonas de cisalhamento separam menos tensão ou porções de tensões da 
litosfera e são as contrapartes mais profundas das falhas da crosta superior e 
das zonas de falha nas configurações contracional, extensional e de escorrega-
mento. Elas também representam anomalias reológicas e mecânicas que podem 
ser reativadasou influenciar a evolução estrutural durante estágios ou fases 
posteriores da deformação, durante a fenda, por exemplo, e são componentes 
importantes no contexto das placas tectônicas.
As zonas de alta deformação são reconhecidas em rochas deformadas de 
forma natural desde o século XIX; no entanto, embora a deformação nessas 
rochas tenha sido discutida relativamente cedo, a análise qualitativa e quan-
titativa das zonas de cisalhamento em termos de geometria, a deformação e a 
cinemática encontradas em análises numéricas matemáticas são relativamente 
novas. A Figura 1 apresenta o desenvolvimento típico de zonas de cisalhamento 
(TWISS; MOORES, 1992).
Figura 1. Ilustração esquemática de uma zona de cisalhamento simples, que mostra elipses 
de tensão, foliação recém-formada e duas camadas de marcadores que se comportam de 
maneira passiva.
Fonte: Adaptada de Fossen e Cavalcante (2017).
A abordagem típica durante essa época foi a de cisalhamento simples, com 
ou sem encurtamento/dilatação adicional na zona de cisalhamento. O cisa-
lhamento puro foi então combinado com o cisalhamento simples para criar 
Zonas de cisalhamento2
zonas de cisalhamento subsimples mais gerais e, em seguida, para combinar 
o cisalhamento puro e simples de maneira tridimensional, particularmente na 
estrutura de transpressão e transtensão (DAVIS, 1984).
Na zona de cisalhamento, a deformação é claramente maior do que a porção 
de rocha não deformada e cujas margens são definidas por uma alteração na 
deformação, em geral, vista pela rotação de marcadores preexistentes (por 
exemplo, grãos minerais) ou pela formação de uma nova textura. A geome-
tria, a orientação e o movimento relativo das faces rochosas envolvidas são 
as condições de contorno que controlam a deformação dentro da zona. No 
entanto, vários processos podem alterar as condições de contorno ao longo 
do tempo, como os seguintes:
  alterações na compactação causadas por solução de pressão e perda 
relacionada de material na zona (afinamento);
  inclusão de porções maiores ou menores de porções rochosas 
(alargamento);
  interação entre zonas de cisalhamento adjacentes (alargamento por 
ligação). 
Assim, termos como “alargamento”, “espessura constante” e “zonas 
de cisalhamento” são normalmente usados nessas situações (RAMSAY; 
HUBER, 1983).
Uma distinção significativa pode ser feita entre zonas de deformação planas 
e zonas de deformação não planas, isto é, zonas que envolvem deformação 
bidimensional e tridimensional, respectivamente. A deformação plana não 
implica nenhuma alteração no comprimento ao longo do eixo de deformação 
principal intermediário (Y) e, portanto, muitos aspectos da deformação plana 
podem ser tratados de forma conveniente considerando o plano que contém os 
eixos de deformação principal máximo e mínimo (X e Z) (apenas a rotação 
de marcadores de linha e plano preexistentes requer considerações 3D neste 
caso). A deformação plana, seja simples, subsimples ou pura, é traçada ao 
longo da diagonal do diagrama de Flinn (Figura 2), enquanto as deformações 
3D produzem deformações constritivas ou achatadas fora da diagonal. No 
entanto, se a alteração de volume ocorrer por compactação na zona de cisa-
lhamento em combinação com uma deformação de deformação plana (como 
cisalhamento simples), a deformação plana resultante será plotada no campo 
de nivelamento (RAMSAY; HUBER, 1983).
3Zonas de cisalhamento
Figura 2. O diagrama de Flinn é a representação gráfica que demonstra a 
mudança do estado de um corpo sólido, ou seja, ele passaria da forma linear 
para a forma achatada por meio da deformação.
Fonte: Adaptada de Fossen e Cavalcante (2017).
As zonas de cisalhamento podem ainda ser classificadas de acordo 
com seu mecanismo de deformação em escala microdominante, em que 
as zonas de cisalhamento de plasticidade (ou cristal-dúctil), também 
conhecidas como zonas de cisalhamento viscosas, são dominadas por 
mecanismos de cristal-plástico (deslocamento de f luência e geminação) 
e difusão. Por outro lado, temos as zonas de cisalhamento por atrito ou 
quebras, que são dominadas por mecanismos de deformação frágeis 
(fratura de grãos, deslizamento por atrito e rotação de grãos) (RAMSAY; 
HUBER, 1983).
Em geral, as zonas de cisalhamento frágeis são conhecidas por outros 
nomes, como falhas, zonas de falha ou núcleos de falha, e envolvem ati-
vidade sísmica episódica em vez da f luência assísmica, que caracteriza 
o acúmulo de tensão em zonas de cisalhamento plásticas. No entanto, 
muitas zonas de cisalhamento contêm componentes de mecanismos de 
deformação plásticos e frágeis (friccionais), e se o componente frágil for 
Zonas de cisalhamento4
significativo, termos como “zonas de cisalhamento plástico-frágil”, “plás-
tico friccional”, “viscoso frágeis” ou “viscosos friccionais” podem ser mais 
apropriados.
A plasticidade do cristal é controlada pela mineralogia, temperatura, pressão, pre-
sença de fluidos, taxa de deformação e pelo tamanho de grão. O sal desenvolve 
zonas de cisalhamento mesmo em condições de superfície úmida, em mármores 
em condições crustais um pouco mais profundas, em quartzitos de cerca de 300°C 
e em rochas feldspáticas acima de ~450°C. Portanto, a transição completa de zonas 
de cisalhamento verdadeiramente quebradiças (friccionais) para completamente 
plásticas pode ser ampla. Para rochas continentais ricas em quartzo e em feldspato, a 
transição se estende de 300 a 450°C, normalmente expressa por feldspato fraturado 
em uma matriz de quartzo recristalizado deformado por fluência por deslocamento 
(PASSCHIER; TROUW, 1996). 
Como grandes zonas de cisalhamento ou sistemas de zona de cisalhamento podem 
seccionar toda a crosta e, em alguns casos, até toda a litosfera, eles podem, em diferentes 
profundidades, mostrar toda a gama de regimes microestruturais ou reológicos ou 
“fácies”. Além disso, muitas grandes zonas de cisalhamento crustal de alto grau mostram 
evidências de reativação posterior por milonitização de baixo grau e eventuais falhas 
frágeis durante a exumação (PRICE; COSGROVE, 1990).
As zonas de cisalhamento também podem ser classificadas como dúc-
teis ou rúpteis. Esses termos estão sendo usados de diferentes maneiras 
por diferentes partes da comunidade de geologia estrutural (PASSCHIER; 
TROUW, 1996). Alguns restringem o uso do termo “dúctil” à deformação 
plástico-cristal dependente da temperatura, isto é, equivalente ao termo 
“deformação plástica”.
Isso implica que as zonas de cisalhamento dúctil mostram um gradiente 
de deslocamento contínuo através da zona (Figura 3a), enquanto as zonas de 
cisalhamento quebradiças mostram descontinuidades de deslocamento (Figura 
3b). Portanto, a deformação dúctil e rúptil também é referida como deformação 
contínua e descontínua, respectivamente.
5Zonas de cisalhamento
Figura 3. Membros finais da zona de cisalhamento com base na (des)continuidade dos 
marcadores, no campo de deslocamento e no gradiente de deformação. (a) Deformação 
contínua ou dúctil, em que deslocamento e tensão variam gradualmente através da zona. 
(b) Elemento final descontínuo ou frágil perfeito, em que o gradiente de deslocamento é 
descontínuo. Esse membro final corresponde a uma fratura de cisalhamento.
Fonte: Adaptada de Fossen e Cavalcante (2017).
Assim, as zonas de cisalhamento podem ser classificadas em zonas frágeis 
e dúcteis, em que a geometria e as condições de contorno de deslocamento 
dessas zonas são estabelecidas. As características geométricas das zonas de 
cisalhamento dúctil relevantes para os estudos geológicos são as seguintes:
  orientação e valores das principais deformações finitas;
  rotação;
  características de deformação de estruturas planares e lineares 
preexistentes. 
As zonas de cisalhamento dúctil mostram texturas (xistosidade e foliação) 
relacionadas ao estado de deformação finito (MATTAUER, 1973). As caracterís-
ticas geométricas das zonas de cisalhamento dúctil sugerem que os mecanismos 
de relaxamento da tensão desempenhamum papel especial, provavelmente para 
redução do tamanho do grão e o transporte químico (PARK, 1997).
Zonas de cisalhamento6
Para estudar as zonas de cisalhamento de maneira mais profunda, devemos definir 
alguns questionamentos de forma a orientar nossa pesquisa. Assim, construiremos o 
pensamento crítico da seguinte forma:
  Todas as zonas de cisalhamento ocorrem em conjuntos conjugados? Em caso 
afirmativo, eles podem se desenvolver de forma síncrona?
  O que acontece onde duas zonas de cisalhamento conjugadas se cruzam?
  O que controla o ângulo entre as zonas de cisalhamento conjugadas?
  O modelo de tensão de Anderson de falhas quebradiças está correto e a geometria 
dos conjuntos de falhas está de acordo com a simetria ortorrômbica do tensor 
de tensão?
  Qual é o motivo da redução da tensão em zonas de cisalhamento dúctil?
  Como o desenvolvimento progressivo da anisotropia em uma zona de cisalhamento 
dúctil controla o desenvolvimento dessa zona?
  Qual é o significado de um perfil de deformação finita na zona de cisalhamento 
em termos de reologia da rocha?
  Como ocorrem as alterações de volume nas zonas de cisalhamento, de que forma 
o material é removido e para onde vai?
2 Comportamento das zonas de cisalhamento
Todas as rochas contêm falhas ou anisotropias de micro a macro escala que, 
dependendo de sua orientação e resistência ou viscosidade relativa, podem 
ou não servir como pontos de nucleação e orientar as zonas de cisalhamento 
à medida que crescem. No que parecem ser rochas magmáticas homogêneas 
em afl oramentos ou amostras, as zonas de cisalhamento parecem capazes de se 
formar sem utilizar estruturas macroscópicas preexistentes. Essa situação foi 
explorada por vários autores por meio de observações de campo e de trabalho 
experimental numérico e de rochas, que argumentaram sobre a presença de 
falhas dispersas de forma aleatória representadas por fases minerais fracas. 
Eles afi rmam que elas são sufi cientes para o início das zonas de cisalhamento 
(FOSSEN; CAVALCANTE, 2017).
Vários outros autores encontraram evidências de campo de que as zonas 
de cisalhamento podem iniciar em fraturas (Figura 4), com uma transição 
para a deformação dúctil por meio da ativação de mecanismos de deformação 
plástica. 
7Zonas de cisalhamento
Figura 4. (a) Fratura com eclogitização seletiva ao redor da fratura, relacionada à infiltração 
de fluidos na rocha hospedeira granulítica seca ao longo da fratura. (b) Exemplo de estágio 
mais avançado de (a), em que uma zona de cisalhamento é estabelecida com uma zona 
de alteração um pouco maior de eclogito. (c) Lente de granulito envolvida por rochas 
cortadas (eclogita). (d) Estrutura assimétrica extraída dos gnaisses miloníticos, formada por 
um sentido de cisalhamento sinistral. (e) Estruturas S–C em granito cisalhado da zona de 
cisalhamento. (f) Zona de cisalhamento desenvolvida em veios grandes que foi convertida 
em um núcleo de zona de cisalhamento ultramilonítico. (g) Zona de cisalhamento dúctil 
em escala de cm no arenito asteca, localizado em Nevada (EUA), onde a laminação pode 
ser rastreada continuamente pela zona de cisalhamento.
Fonte: Adaptada de Fossen e Cavalcante (2017).
Em todos os casos em que as fraturas atuam como precursores da zona 
de cisalhamento, acredita-se que os fluidos tenham um papel importante na 
localização da deformação plástica. Sabe-se que as fraturas são a principal 
via para fluidos na crosta frágil sólida, mas também são importantes na crosta 
média e inferior, onde predominam os mecanismos de deformação plástica. A 
fratura em alta temperatura (> 500°C) ocorre mesmo para condições crustais 
mais baixas. O início da zona de cisalhamento pode resultar da atividade 
sísmica, mesmo que seu desenvolvimento posterior como zonas de cisalha-
mento seja assísmico. Uma vez que as fraturas criam caminhos para o fluxo 
Zonas de cisalhamento8
de fluidos, eles interagem com os minerais da rocha hospedeira e causam 
reações metamórficas que, em geral, levam ao enfraquecimento da rocha e 
facilitam a transição para o cisalhamento de plásticos. Além disso, não apenas 
as fraturas conduzem fluidos (LEYSHON; LISLE, 1996).
Além da influência das fraturas, as zonas de cisalhamento se desenvolvem, 
em especial, ao longo de texturas, de camadas, de veios e de diques preexis-
tentes, de maneira que dependem de seus contrastes reológicos e orientações 
em relação ao campo de tensão regional. Em geral, a deformação é localizada 
dentro de camadas ou de estruturas fracas, mas também pode ser localizada 
ao longo de limites litológicos, como margens de diques, o que pode resultar 
em zonas de cisalhamento.
A espessura da zona de cisalhamento é outra dimensão que é influenciada pela tensão 
e pela reologia. Considerando uma grande variedade de escalas e uma quantidade 
considerável de variação, fica claro que as zonas de cisalhamento com pequenas 
compensações e comprimentos ficam mais finas do que as mais espessas. Essa relação 
sugere que o crescimento da zona de cisalhamento envolve espessamento, o que 
parece contradizer a interpretação comum de que a tensão de zonas de cisalhamento 
suaviza à medida que a tensão se acumula.
Vários modelos teóricos propostos na literatura relacionam a evolução da 
espessura da zona de cisalhamento ao acúmulo de tensão e de deslocamento. 
Apresentamos quatro modelos idealizados, cada um dos quais produz perfis 
de deslocamento diferentes na zona (Figura 5). Ressalta-se que cada um deles 
é idealizado e deve servir apenas como modelo de referência. O tipo 1 engrossa 
com o tempo à medida que a tensão se propaga nas paredes, deixando para trás 
uma parte central inativa. Os perfis de deslocamento do tipo platô caracterizam 
o tipo 1, que é diferente do tipo 2, em que a tensão se localiza cada vez mais 
na parte central da zona de cisalhamento e um tipo de sino característico se 
desenvolve e evolui para um perfil do tipo pico.
Os tipos 1 e 2 podem ser explicados pelo endurecimento e pelo enfraque-
cimento da tensão, respectivamente. O tipo 3 tem espessura ativa constante 
(também atribuível ao enfraquecimento ou ao confinamento a uma camada 
preexistente fraca), enquanto o tipo 4 cresce mais espesso enquanto toda a 
zona de cisalhamento permanece ativa e desenvolve um perfil do tipo sino que, 
9Zonas de cisalhamento
de maneira diferente do tipo 2, não se transforma em um perfil do tipo pico 
(compare as Figuras 5b e d). Na prática, no entanto, as formas reais dos perfis 
de deslocamento dependem da taxa de endurecimento ou de amolecimento da 
tensão e do número de vorticidade cinemática, e da característica da tensão, 
se ela é plana ou tridimensional.
Figura 5. Quatro tipos diferentes de zonas de cisalhamento com base na espessura e na 
atividade ao longo do tempo, em que os campos preto-cinza representam partes ativas 
da zona de cisalhamento. Perfis de tensão de cisalhamento, de evolução da espessura e 
de espessura da parte ativa da zona de cisalhamento ao longo do tempo são mostrados 
para cada caso (tipo 1 a tipo 4).
Fonte: Adaptada de Fossen e Cavalcante (2017).
Em geral, as zonas de cisalhamento formam matrizes ou redes. Existem 
duas maneiras diferentes de organização da zona de cisalhamento em matrizes:
  Tipo de rede que consiste em anastomosar: zonas de alta tensão que 
juntas formam uma zona mais ampla de cisalhamento (Figura 6a e 
b). As zonas de cisalhamento não planas juntas formam um padrão 
anastomosado de elementos da zona de cisalhamento interconectados 
com um senso consistente de cisalhamento, refletindo, portanto, a 
deformação não coaxial (LEYSHON; LISLE, 1996).
Zonas de cisalhamento10
  Zonas de cisalhamento conjugadas ou polimodais: definem volumes 
(pastilhas) de rochas menos deformadas ou não deformadas (Figura 
6d), denotando formas paralelas aos conjuntos conjugados de fraturas 
de cisalhamento ou faixas de deformação no regime frágil (Figura 6c).
Figura 6. (a) Desenho esquemático de uma zona de falha. (b) Zona de cisalhamentocom-
posto com padrão interno de anastomosado. (c) Rede de falhas conjugada. (D) Rede de 
zona de cisalhamento conjugada. 
Fonte: Adaptada de Fossen e Cavalcante (2017).
Tais zonas de cisalhamento se formam pela ligação de elementos individuais 
dessa zona, pela formação de zonas de cisalhamento internamente oblíquas 
ou faixas de cisalhamento e por desvio de cisalhamento em torno de objetos 
mais rígidos que podem variar em tamanho, de porfiroclastos a grandes corpos 
magmáticos (DAVIS, 1984).
As matrizes conjugadas mais simétricas são cinemicamente diferentes das 
zonas de cisalhamento anastomosadas, pois os diferentes conjuntos mostram 
um senso diferente de cisalhamento e, juntos, se relacionam com uma defor-
mação coaxial ou quase coaxial a granel (Figura 6b e c). 
A deformação nas redes é particionada por natureza, principalmente en-
tre conjuntos não paralelos de zonas de cisalhamento e “pastilhas” menos 
deformadas entre essas zonas. No entanto, devemos tomar cuidado com o 
local onde as redes de zona de cisalhamento se formam pela exploração de 
heterogeneidades fracas preexistentes, como fraturas e diques. Nesse caso, a 
arquitetura da zona pode ser herdada (GHOSH, 1993).
11Zonas de cisalhamento
3 Indicadores cinemáticos e sua importância
A deformação da crosta varia entre uma distribuição uniforme da tensão, 
associada ao comportamento dúctil e ao achatamento homogêneo, bem como 
a deformação altamente localizada associada a falhas. O modo de deformação 
é controlado pela reologia da rocha, que é determinada por vários fatores, 
incluindo litologia, pressão, temperatura e taxa de deformação.
Como exemplo de deformação homogênea, mencionamos o que ocorre em 
um plano de uma ardósia, em que é atingido um achatamento generalizado 
por recristalização e reorientação de minerais planares. Além disso, podemos 
mencionar os planos altamente localizados de deformação intensa, represen-
tados por fraturas (extensional ou cisalhamento), consistindo uma grande e 
complexa variedade de estruturas e padrões de deformação associados. É 
tarefa do geólogo estrutural entender os princípios indicadores cinemáticos 
responsáveis por trás da geração desses padrões, para que possam ser usados 
para determinar o estado reológico das rochas durante sua deformação e ava-
liar as implicações cinemáticas dos elementos das estruturas. De posse desse 
entendimento, muitas das ambiguidades relacionadas ao uso de indicadores 
cinemáticos podem ser evitadas e pode ser obtida uma solução mais completa a 
partir da observação do padrão de texturas de deformação e suas implicações.
A não coaxialidade das zonas de cisalhamento é expressa pelo número de 
vorticidade cinemática (Vc) e pode, dadas algumas suposições e simplificações, 
ser estimada a partir de rochas naturalmente deformadas de várias maneiras. A 
análise de vorticidade é baseada em informações sobre parâmetros de deforma-
ção ou fluxo progressivos, ou seja, tensão incremental, eixos de alongamento 
instantâneo e apófise do fluxo. Nesse contexto, mencionamos os padrões de 
rotação definidos pelas estruturas de linha e plano durante a deformação. Esses 
são parâmetros que podem ser difíceis de serem obtidos de rochas naturalmente 
deformadas. A suposição mais comum é a de cisalhamento simples, ou seja, 
deformação plana. A outra é a deformação no estado estacionário ou o valor 
estimado de Vc representa uma Vc média ao longo do intervalo de deformação, 
durante o qual a estrutura ou textura aplicada se formou. 
A abordagem mais simples é usar a orientação da foliação que traça o plano 
X–Y do elipsoide de deformação. O ângulo de iniciação (θ) dessa foliação com a 
zona de cisalhamento é de 45° para o cisalhamento simples (foliação visível em 
ângulos ligeiramente mais baixos), mas para o cisalhamento que envolve afina-
mento por meio da zona de cisalhamento, o ângulo é mais baixo. Da mesma forma, 
as zonas de cisalhamento espessadas têm valores mais altos (GHOSH, 1993). 
Zonas de cisalhamento12
Veios e diques com orientações diferentes encurtam-se ou alongam-se 
(boudinage) de acordo com o Vc à deformação e, portanto, representam outra 
fonte de informação sobre os indicadores cinemáticos, desde que possam ser 
tratados como marcadores passivos (veios de calcita em rochas carbonáticas, 
veios de quartzo), quartzito, diques graníticos em granito, etc. Independen-
temente do tipo de deformação, grãos minerais aumentam de tamanho com 
o aumento da tensão, à medida que ocorre a extensão. A Figura 7 apresenta 
exemplos de indicadores cinemáticos em rochas.
Figura 7. Exemplos de diversos indicadores cinemáticos em função da orientação dos grãos, 
deformação em sentidos preferenciais e por falhas e fraturas existentes em porções da rocha. 
Fonte: Adaptada de cai xuefeng/Shutterstock.com; Matauw/Shutterstock.com; Chris Curtis/Shutterstock.com.
É difícil superestimar o papel das zonas de cisalhamento na crosta e, 
embora nosso conhecimento dessas zonas tenha avançado muito nos últimos 
50 anos, existe uma forte necessidade de entender melhor as propriedades e o 
desenvolvimento dessas estruturas, a partir da microescala à escala da litosfera. 
É necessário simplificar a complexidade das zonas de cisalhamento naturais 
e o desenvolvimento da exploração dessas zonas em termos de cisalhamento 
simples e, em seguida, como cisalhamento simples e, finalmente, tensão 3D 
não coaxial (principalmente transpressão e transtensão).
13Zonas de cisalhamento
A deformação 3D cria fluxo de material dentro das zonas de cisalhamento em todas 
as direções. Nesse contexto, é interessante que a geometria de deformação dentro 
das zonas de cisalhamento tenda a variar na direção de cisalhamento ou de trans-
porte, às vezes de fortemente achatada a quase puramente constritiva em distâncias 
relativamente curtas. 
Em geral, na geologia estrutural, as observações baseadas em campo são 
limitadas ao estado finito de deformação e o histórico de deformações só pode 
ser avaliado de forma indireta. Portanto, a questão referente à deformação no 
estado estacionário, em que os parâmetros de fluxo são os mesmos a qualquer 
instante, é importante e desafiadora e requer informações sobre o histórico 
de deformação da zona de cisalhamento. A determinação do histórico dessa 
zona requer conhecimento da sua evolução ao longo do tempo, para que es-
truturas que representam diferentes incrementos de deformação possam ser 
identificadas. Por exemplo, se houver evidência de espessamento da zona de 
cisalhamento, as margens registrarão a última parte do histórico. Nos casos 
em que a parte ativa da zona se estreita, as margens registram deformações 
precoces (KULLBERG, 1995).
Além disso, em um sistema de zona de cisalhamento, as zonas mais antigas 
cortadas pelas mais jovens podem fornecer informações sobre a primeira 
parte do histórico de deformações. As microfabrics de quartzo podem, por 
exemplo, registrar apenas o último incremento, enquanto marcadores cine-
máticos preexistentes deformados registram uma média de todo o histórico 
de deformações. Além disso, a orientação dos porfiroclastos será fortemente 
afetada pela última parte do histórico de deformação, enquanto a orientação da 
foliação inicial fraca, ao longo de uma margem da zona de cisalhamento, pode 
refletir a vorticidade do estágio inicial se a zona de cisalhamento amolecer em 
sua parte central (KULLBERG, 1995). Portanto, é possível que indicadores 
cinemáticos formados por diferentes métodos reflitam em diferentes mudanças 
na vorticidade durante a deformação (fluxo não estável), simplesmente porque 
cada método captura partes diferentes da história da deformação.
 Ao mesmo tempo, deve-se enfatizar que cada método de avaliação dos 
indicadores cinemáticos se baseia em uma ou mais suposições simplificadoras, 
como deformação plana, sem deslizamento ao longo dos porfiroclastos, sem 
particionamento de deformação no campo de observação, observação correta 
Zonas de cisalhamento14
da orientação do plano de cisalhamento,etc. Nem sempre é fácil justificar o 
cumprimento dessas condições; no entanto, variações nos indicadores cinemá-
ticos são esperadas em razão de alterações nas condições externas ou internas 
durante a evolução da zona de cisalhamento, por exemplo, relacionadas à 
ligação de elementos da zona, ou de efeito geométrico de pastilhas protolíticas, 
de variações na taxa de perda de volume, etc. 
Os indicadores cinemáticos podem variar do cisalhamento quase simples, 
de forma gradual e se tornarem mais dominados pelo cisalhamento puro, se a 
quantidade de tensão for minimizada em relação à compensação (produzindo 
uma compensação com uma quantidade mínima de tensão). Outros casos po-
dem ser previstos, mas, em geral, a deformação perfeita no estado estacionário 
parece improvável e serve apenas como um modelo útil quando faltam infor-
mações sobre o histórico da deformação. Novamente, observações detalhadas 
baseadas em campo combinadas com técnicas para datar a deformação local 
e a modelagem numérica são necessárias para prever como e até que ponto os 
indicadores cinemáticos variam para diferentes situações tectônicas.
DAVIS, G. H. Structural geology of rocks and regions. New York: Wiley, 1984.
FOSSEN, H.; CAVALCANTE, G. C. G. Shear zones: a review. Earth-Sciences Reviews, v. 171, 
343–455, 2017.
GHOSH, S. K. Structural geology: fundamentals and modern developments. Oxford: 
Pergamon, 1993.
KULLBERG, M. C. Geologia estrutural: apontamentos. Lisboa: Universidade de Lisboa, 1995.
LEYSHON, P. R.; LISLE, R. J. Stereographic projection techniques in structural geology. 
Oxford: Butterworth/Heinemann, 1996.
MATTAUER, M. Les déformations des matériaux de l'écorce terrestre. Paris: Hermann, 1973.
PARK, R. G. Foundations of structural geology. 3rd ed. Glasgow: Chapman, 1997.
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PRICE, N. J.; COSGROVE, J, W. Analysis of geological structures. Cambridge: Cambridge 
University, 1990.
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Academic, 1983. 2 v.
TWISS, R. J.; MOORES, E. M. Structural geology. Boston: Freeman, 1992.
15Zonas de cisalhamento
Dica do professor
O objetivo da análise estrutural da deformação frágil é integrar os dados sobre falhas, a fim de 
estabelecer as causas de tais falhas existirem em um determinado momento geológico. Existem 
vários métodos de análise estrutural de deformação frágil, e eles podem ser agrupados em dois 
tipos: aqueles que reconstroem as principais direções de estresse e aqueles que reconstroem as 
direções de estresse. Entretanto, primeiro é necessário estudar os indicadores cinemáticos em 
falhas e sua aplicação ao estudo deles em campo.
Nesta Dica do Professor, você verá um pouco mais dos indicadores cinemáticos. Cabe ressaltar que 
eles são características de origem tectônica que permitem determinar a direção do movimento nas 
zonas de cisalhamento e falha. Esses recursos são visíveis da escala microscópica à megascópica.
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Exercícios
1) Profissionais que estudam as estruturas geológicas estão preocupados com as 
características resultantes de deformação. Isso inclui fraturas, falhas, dobras, boudins, zonas 
de cisalhamento, clivagens (também conhecidas como xistosidades), foliações e lineações.
Com base no contexto apresentado pode-se afirmar que:
A) Os profissionais estruturais coletam informações sobre a orientação e a magnitude da tensão 
e do estresse, e determinam também a sensibilidade relativa de deslocamento entre as falhas 
dúcteis e as zonas de cisalhamento frágeis.
B) No caso de falhas, ou seja, zonas de cisalhamento dúctil, os profissionais estão interessados 
em entender a sua cinemática (isto é, o sentido relativo de movimento dos blocos que 
separam) e a magnitude do deslocamento envolvido.
C) Os profissionais estruturais estão interessados em inferir a direção do sentido de tensão 
máxima e mínima a partir de pequenas características de ruptura, como fraturas extensionais 
em escala de centímetros e juntas, ou seja, boudinage associadas.
D) Os profissionais estruturais estão interessados em entender os "campos de deformação", 
mapeando recursos de deformação, como fraturas de alongamento, que nos indicam a 
orientação da direção principal de encurtamento e de alongamento, respectivamente.
E) Os profissionais estruturais estão interessados em entender os "campos de deformação", 
mapeando recursos de deformação, como foliações e lineações de alongamento, que nos 
indicam a orientação da direção principal de encurtamento e de alongamento, 
respectivamente.
2) À medida que as falhas cortam a Terra, elas mudam de planos simples de fratura para zonas 
de planos de falha anastomosados para zonas de cisalhamento dúctil, que podem ter de 
dezenas a milhares de metros de espessura. Uma das grandes realizações dos últimos 30 
anos em geologia estrutural é a compreensão da gênese das zonas de cisalhamento, 
especialmente as estruturas menores, que são fundamentais para entender o sentido de 
cisalhamento.
Com base no contexto apresentado, pode-se afirmar:
As zonas de cisalhamento dúcteis que se formam nos 10 quilômetros, mais ou menos, da 
crosta terrestre, desenvolvem um conjunto de estruturas que refletem a sua evolução desde 
A) 
Carlos Henrique
Realce
antes até depois da ruptura.
B) As zonas de cisalhamento rúpteis que se formam nos 10 quilômetros, mais ou menos, da 
crosta terrestre, desenvolvem um conjunto de estruturas que refletem a sua evolução por 
meio de dobras.
C) As estruturas de pós-ruptura permanecem preservadas nas rochas da parede muito tempo 
após a superfície de falha estar totalmente desenvolvida.
D) As estruturas de pré-ruptura permanecem preservadas nas rochas da parede muito tempo 
após a superfície de falha estar totalmente desenvolvida.
E) As zonas de cisalhamento dúcteis que se formam no primeiro quilômetro, mais ou menos, da 
crosta terrestre, desenvolvem um conjunto de estruturas que refletem a sua evolução desde 
antes até depois da ruptura.
3) A análise cinemática é a arte de descobrir o sentido relativo do movimento por meio de 
falhas e zonas de cisalhamento. Para fazer isso, os geólogos estruturais usam "critérios 
cinemáticos", isto é, estruturas e microestruturas que se desenvolvem durante falhas e cujas 
características geométricas dependem do sentido de cisalhamento.
Com base no contexto apresentado, pode-se afirmar que:
A) O "plano cinemático" é o plano paralelo ao plano de falha e ao vetor de escorregamento 
líquido (isto é, as estrias).
B) O "plano cinemático" é o plano perpendicular ao plano de dobra e paralelo ao vetor de 
escorregamento líquido (isto é, as estrias).
C) Marcas de esforço podem ser cavidades formadas pela ação química do plano de falha devido 
à deformação.
D) Em um plano de falha, a direção do cisalhamento é geralmente dada por estrias (marcas de 
atrito).
E) Em um plano de falha, ou seja, dúctil, a direção do cisalhamento é geralmente dada por estrias 
(marcas de atrito).
As zonas de cisalhamento dúctil se desenvolvem como resultado de deformação lenta e 
progressiva por um longo período de tempo. A deformação é tipicamente contínua e se 
desenvolve sem fraturas em escala macro. Diz-se que a deformação é dúctil em oposição à 
4) 
Carlos Henrique
Realce
Carlos Henrique
Realce
frágil. As zonas de cisalhamento são, portanto, diferentes das falhas "quebradiças", que 
envolvem instabilidades mecânicas repentinas que explicam os terremotos.
Com base no contexto apresentado, pode-se afirmar que:
A) As zonas de cisalhamento dúctil tendem a formar faixas de deformação localizadas, em um 
campo de deformação mais ou menos homogeneamente dúctil.
B) As zonas de cisalhamento rúptil tendem a formar faixas de deformação localizadas, em umcampo de deformação mais ou menos homogeneamente dúctil.
C) As zonas de cisalhamento dúctil tendem a formar faixas de fraturas localizadas, em um campo 
de deformação mais ou menos homogeneamente dúctil.
D) As zonas de cisalhamento dúctil tendem a formar faixas de deformação localizadas, em um 
campo de cisalhamento mais ou menos heterogeneamente dúctil.
E) As zonas de cisalhamento dúctil tendem a formar faixas de deformação amplas em um campo 
de deformação mais ou menos homogeneamente rúptil.
5) As zonas de cisalhamento envolvem volumes de rocha deformados por tensões de 
cisalhamento sob condições dúcteis frágeis ou dúcteis, normalmente em zonas de 
subducção. As zonas de cisalhamento geralmente ocorrem nas bordas dos blocos tectônicos, 
formando descontinuidades que marcam terrenos distintos. As zonas de cisalhamento 
podem hospedar corpos de minério como resultado do fluxo hidrotérmico por meio de 
cintos orogênicos, são comumente metassomatizadas e geralmente exibem algum 
metamorfismo retrógrado de um conjunto metamórfico de pico.
Com base no contexto, pode-se afirmar que:
A) As zonas de cisalhamento podem se estender de centímetros a vários metros de largura e 
exibem grandes deformações, dobras e foliações em rochas dinamicamente alteradas.
B) Uma distinção significativa pode ser feita entre zonas de deformação plana e de deformação 
não plana, isto é, zonas de deformação tridimensional e bidimensional, respectivamente.
C) Em profundidades menores, brechas angulares se transformam em texturas de cisalhamento 
dúctil e zonas de milonito, zonas tipicamente de baixa a nenhuma deformação.
D) Brechas e cataclasitos são exemplos de rochas formadas a partir da forte deformação de uma 
rocha juntamente com fragmentos misturados e de forma aleatória.
Carlos Henrique
Realce
E) As zonas de cisalhamento podem se estender de centímetros a vários quilômetros de largura, 
exibindo deformações, dobras e foliações em rochas dinamicamente alteradas.
Carlos Henrique
Realce
Na prática
Um terremoto é causado pelo cisalhamento repentino que ocorre em uma falha, evento típico em 
zonas de cisalhamento. As placas tectônicas estão sempre se movendo lentamente, mas nas bordas 
podem sofrer atrito. Quando o estresse na borda supera o atrito, ocorre um terremoto que libera 
energia em ondas que viajam pela crosta terrestre e causam o tremor que se pode sentir.
Uma das falhas mais famosas é a de San Andreas, que tem mais de 1000 km de comprimento e se 
estende a profundidades de pelo menos 16 km. A zona de cisalhamento presente nessa região será 
responsável, futuramente, pela separação da Califórnia. Será que seria possível prever um 
terremoto por meio do estudo de zonas de cisalhamento?
Confira, Na Prática, como aplicar o seu conhecimento para a previsão de terremotos oriundos de 
zonas de cisalhamento.
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Saiba +
Para ampliar o seu conhecimento a respeito desse assunto, veja abaixo as sugestões do professor:
Aplicação de georadar (GPR) para a caracterização de frentes de 
cavalgamento na região da Serra da Matriculada, município de 
Datas (MG)
Este artigo apresenta a técnica de reconhecimento das zonas de cisalhamento por métodos 
geofísicos.
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Integração de sensoriamento remoto, aerogeofísica e análise 
estrutural no mapeamento geológico: estudo de caso da região 
de Vieirópolis, Província Borborema, Nordeste do Brasil
Este artigo apresenta técnicas que podem ser integradas para a identificação de zonas de 
cisalhamento e produção de mapas.
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Caracterização geométrica e cinamática da zona de 
cisalhamento Major Gercino e sua importância na 
compartimentação dos terrenos pré-cambrianos de Santa 
Catarina
Neste artigo, você verá a importância das zonas de cisalhamento e a sua associação com a evolução 
dos corpos geológicos.
https://rsd.unifei.edu.br/index.php/rsd/article/view/2682/2037
http://www.ppegeo.igc.usp.br/index.php/GUSPSC/article/view/12596
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http://www.ppegeo.igc.usp.br/index.php/rbg/article/view/11626/11086