Manual de Geologia Estrutural

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Faculdade de Ciências e Tecnologia 
Departamento de Ciências da Terra 
 
 
 
Licenciatura: Engª Geológica 
 
Disciplina: Geologia Estrutural 
 
 
 
 
 
 
 
GEOLOGIA ESTRUTURAL 
 
 
- Apontamentos de apoio às aulas teóricas - 
 
 
 
 
 
 
 
Maria Carla R. Kullberg (FC / UL) 
 
 
com a colaboração de 
 
 
José Carlos R. Kullberg (FCT / UNL) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Monte de Caparica, 2003 
 
 
 
 
ÍNDICE 
 
 
 
 
Introdução 
Parte I : Análise Geométrica - Como descrever e classificar estruturas 
 0 - Generalidades 
 1 - Falhas e Fracturas 
 2 - Dobras 
 3 - Xistosidade, Lineação e Fabric 
 4 - Síntese da análise geométrica a diferentes escalas de observação 
 5 - Corpos Ígneos 
Parte II : Análise Dinâmica e Cinemática - Como se formam as estruturas 
 6 - Tensão 
 7 - Deformação 
 8 - Reologia: tensão e deformação nos materiais 
 9 - Mecanismos de Falhamento 
 10 - Mecanismos de Dobramento 
 11 - Mecanismos de instalação dos corpos ígneos intrusivos 
Parte III : Tectónica 
 12 - Associações estruturais 
 Anexo: A formação das Cadeias de Montanhas (M. Mattauer & J. Mercier) 
 
 
 
 
BIBLIOGRAFIA FUNDAMENTAL 
 
(aulas teóricas) 
 
 
 
 
DAVIS, H. D. (1984) – Structural Geology of Rocks and Regions. John Wiley & 
Sons, New York, 492 p. 
 
 
HOBBS, B. E.; MEANS, W. D. & WILLIAMS, P. F. (1976) – An outline of Structural 
Geology. John Wiley & Sons, New York, 571 p. 
 
 
PARK, R. G. (1983) – Foundations of structural geology. Blackie - Chapman and 
Hall, London, 135 p. 
 
 
PRICE, N. J. & COSGROVE, J. W. (1990) – Analysis of Geological Structures. 
Cambridge Univ. Press, 502 P. 
 
 
RAMSAY, J. G. (1967) – Folding and fracturing of rocks. Graham Hill, New York, 
568p. 
 
 
RAMSAY, J. G. & HUBER, M. I. (1983-85) – The Techniques of Modern Structural 
Geology. 3 Vol., Academic Press, London 806 p. 
 
 
TWISS, R. J. & MOORE, E. M. (1992) – Structural Geology. W. H. Freeman & 
Comp., New York, 532 p. 
 
 
PLUIJM, B. van der & MARSHAK, S. (1997) – Earth Structure – an Introduction to 
Structural Geology and Tectonics. WCB/McGraw-Hill; New York, 495 p. 
 
 
I-1 
INTRODUÇÃO 
 
 
O objectivo da Geologia Estrutural situa-se na identificação, representação e interpretação 
genética das estruturas dos corpos rochosos. Durante o Ciclo Geológico (fig. I.1) os materiais da 
crosta sofrem sucessivamente erosão, transporte, sedimentação, diagénese, deformação, 
eventualmente acompanhada por metamorfismo regional e magmatismo. 
 
 
 
Fig. I.1 - O Ciclo Geológico, ou Ciclo das Rochas. 
 
 
O objectivo da Geologia Estrutural, em sentido lato, é justamente, o estudo da deformação 
dos corpos geológicos. É usual distinguir um aspecto analítico, o estudo das estruturas individuais, 
como por exemplo dobras, falhas, etc., que contribui para a Geologia Estrutural em sentido restrito; e 
um aspecto sintético, o estudo da evolução das grandes unidades, tais como cadeias de montanhas, 
bacias, escudos etc., constituindo a tectónica ou mesmo o estudo da evolução do globo no seu 
conjunto, o que constitui a Geotectónica ou Geodinâmica. 
A Geologia Estrutural tem ligações com muitos outros ramos das Ciências da Terra, como 
por exemplo: 
a) Estratigrafia – porque a deformação actua sobre sequências sedimentares ou porque a 
evolução do enchimento de uma bacia é controlada por factores tectónicos; 
b) Petrologia – porque a deformação actua sobre materiais com certas características 
petrográficas e porque na sua transformação ou instalação a composição destes materiais vai ser 
influenciada pelas condições tectónicas; 
c) Geofísica – porque a deformação vai ser um efeito provocado por um determinado estado 
de tensão na crosta (geodinâmica), denunciado por vários parâmetros geofísicos, sendo a 
tectonofísica o ramo da geodinâmica que estabelece a ligação entre geofísica e tectónica; 
d) Planetologia – porque a evolução mecânica da crosta é apenas um aspecto da evolução 
do globo no seu conjunto, sob o ponto de vista térmico e geoquímico, que pode ser reconstituído 
através das diferentes situações actualmente existentes nos diferentes planetas; 
I-2 
e) Geologia Económica – porque o estudo dos recursos minerais (jazigos minerais metálicos 
e não-metálicos) e dos recursos energéticos (jazigos de hidrocarbonetos, carvões, sistemas 
geotérmicos) obriga a estabelecer a estrutura da ocorrência com significado e a atender aos factores 
estruturais que controlam a sua localização. 
A análise estrutural é o ramo da Ciência que tem por objectivo a descrição de um corpo 
rochoso no seu estado actual e, a partir desta, reconstituir a evolução da estrutura do corpo em 
questão. 
Este objectivo pretende ser atingido em várias fases: 
1 - como é óbvio, procura-se dar uma descrição puramente geométrica da estrutura do corpo 
rochoso é análise geométrica ou descritiva; 
2 - tentam reconstituir-se os diferentes tipos de movimentos que tiveram lugar na passagem 
de um estado inicial até ao estado actual, ou seja, a deformação é Análise Cinemática; 
3 - procura-se relacionar os movimentos sofridos com o campo de tensões que os 
provocaram é Análise Dinâmica. 
 
Trata-se pois de uma marcha de espírito em tudo semelhante à da Mecânica. A análise 
estrutural é, pois, uma mecânica dos corpos geológicos. 
 
Esta análise processa-se a diferentes escalas: 
Submicroscópica – a esta escala utilizam-se os microscópios electrónicos pois as estruturas 
pertencem a uma escala não visível, nem sequer ao microscópio óptico. Ex: deformações 
interatómicas. 
Microscópica – escala a que se utiliza o microscópio óptico. Ex: deformações intra e 
intercristalinas. 
Mesoscópica – é a escala da amostra de mão (com ou sem uso da lupa) ou das estruturas 
visíveis em afloramento. Ex: dobras, falhas, xistosidade, lineações, etc. 
Macroscópica – é a escala do mapa: pode ser muito variada, entre 1/100 e 1/50000, ou 
mesmo mais pequena. Ex: as mesmas estruturas anteriores mas de maiores dimensões como é, por 
exemplo, o caso do Anticlinório do Pomarão. 
Megascópica – A esta escala consideram-se as grandes unidades, com distribuição 
geográfica da ordem dos milhares de quilómetros. Ex: Cadeia Alpina. 
Normalmente as observações iniciam-se à escala mesoscópica e, posteriormente, analisam-
se os outros domínios (abaixo ou acima) conforme o pretendido. 
 
Iniciaremos então o nosso estudo da Geologia Estrutural pela análise geométrica, com a 
descrição e classificação de várias estruturas geológicas em termos da sua morfologia. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
BIBLIOGRAFIA 
 
Ribeiro, A. (1983) – Curso de Geologia Estrutural Elementar. AEFCUL, Lisboa, 121p. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
PARTE I 
 
 
 
 
 
Análise Geométrica: 
como descrever e classificar estruturas 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
0 - 1 
O – GENERALIDADES 
 
Muitos dos corpos deformados têm como característica fundamental uma ordenação espacial 
interna a que se chama Trama ou Fabric. Trata-se de uma extensão da noção de estrutura cristalina, 
a corpos de escala maior, estatisticamente homogéneos. Esta ordenação espacial provém de um 
arranjo de descontinuidades da estrutura, periódicas num espaço tridimensional. Quando estas 
descontinuidades se repetem a uma escala menor do que aquela em que se observa o corpo, dizem-
se penetrativas, isto é, podem considerar-se uniformemente presentes, em qualquer ponto do corpo 
em estudo e contribuem portanto para a trama. Uma descontinuidade pode ser penetrativa em certa 
escala e não o ser a uma escala menor (fig. 0.1). 
 
 
 
Fig. 0.1 - Descontinuidades planares no mesmo corpo, em cinco escalas diferentes: (a) Microscópica; 
(b)Mesoscópica ampliada; (c) Mesoscópica; (d) Macroscópica ampliada e (e) Macroscópica. 
(Turner & Weiss, 1963). 
 
Uma falha, um contacto ígneo, uma superfície de erosão ou uma discordância, são não 
penetrativos a qualquer escala (figs. 0.2, 0.3, 0.4). 
Não contribuem para a trama apesar de serem geologicamente significativos (logo, a análise 
estrutural não dispensa os estudos clássicos, antes completa-os). 
0 - 2 
 
 
 
Fig. 0.2 - Falhas funcionando como fronteira entre domínios distintos. (a) Falha transgressiva em 
relação aos fabrics das paredes, embora estes sejam idênticos de um e outro lado da falha; 
(b) Neste caso a falha é uma superfície de descontinuidade separando domínios muito 
diferentes; (c) Neste caso os fabrics dos dois domínios são geometricamente idênticos e não 
são interrompidos pela falha. Em qualquer caso a falha é uma superfície não penetrativa. 
(Turner & Weiss, 1963). 
 
 
 
 
Fig. 0.3 - Contactos ígneos funcionando como fronteira entre domínios: (a) A superfície de contacto é 
discordante em relação aos dois domínios; (b) discordante apenas em relação ao fabric da 
rocha eruptiva; (c) discordante em relação ao fabric da rocha encaixante; (d) 
geometricamente não é uma superfície de descontinuidade pois não é discordante com 
qualquer dos fabrics (Turner & Weiss, 1963). 
 
Os elementos da trama podem ser cristalográficos, como por exemplo o plano [001] das 
micas e o eixo {0001} do quartzo; ou não cristalográficos (Quadro I), como sejam as descontinuidades 
estruturais ou heterogeneidades visíveis num agregado. 
QUADRO I 
0 - 3 
Elementos não cristalográficos do fabric 
 
(seg. M.S. Paterson & L.E. Weiss, in Turner & Weiss, 1963) 
 
 
 
Fig. 0.4 - Discordâncias funcionando como fronteira entre domínios com fabrics distintos: (a) 
discordância transgressiva em relação aos fabrics das duas rochas; (b) discordância 
transgressiva em relação a um dos fabrics em presença; (c) Desconformidade. 
Geometricamente não é uma descontinuidade, embora o seja geologicamente. (Turner & 
Weiss, 1963). 
 
 
 
 
Fig. 0.5 - Descontinuidades lineares não penetrativas. (a) e (b) : Lineação L1 de intersecção entre duas 
clivagens, S1 e S2. (Turner & Weiss, 1963). 
0 - 4 
Os primeiros, reflectem descontinuidades à escala atómica, cuja orientação é determinada 
pelas propriedades físicas que reflectem a estrutura cristalina (meios ópticos ou radiográficos). 
Os segundos podem ser cristalograficamente controlados. Com efeito, é uma orientação 
preferencial estatística dos elementos cristalográficos da trama que produz as descontinuidades a 
uma escala superior; se não, trata-se de superfícies que cortam grãos minerais e que destroem a 
homogeneidade da orientação da rede cristalina. 
Os elementos da trama têm uma orientação e uma posição. Quando a orientação não é 
ocasional diz-se que a trama é anisótropa e que existe uma orientação preferencial. Se esta falta, a 
trama é isótropa, como por exemplo, numa corneana ou numa rocha eruptiva, formadas sem 
intervenção de pressões orientadas. Registe-se que a Isotropia é a propriedade dos corpos que 
traduz invariância à rotação, assim como a homogeneidade é a propriedade que traduz invariância à 
translação (ver nota de rodapé na pág. 1 do Cap. 7 - Deformação).(fig. 0.6). 
A trama regista algo da origem e evolução de uma rocha. Com efeito, a deformação realiza-
se a todas as escalas do corpo rochoso e, portanto, produz descontinuidades penetrativas que a 
trama reflecte. A trama traduz: 
(1) no caso dos tectonitos, a natureza e intensidade da deformação; 
(2) no caso dos não tectonitos, os processos de deposição e crescimento. 
Os tectonitos podem subdividir-se em: 
 tectonitos primários , cujos componentes da trama resultam da influência do movimento num 
ambiente em que tenham sofrido eles próprios deformação. É o caso das rochas eruptivas com 
texturas fluidais, ou de sedimentos com figuras de corrente: 
- tectonitos secundários, cujos elementos da trama sofreram a influência directa de 
movimentos. É o caso das rochas deformadas (tectonitos miméticos , em que o crescimento dos 
grãos é devido a uma recristalização pós-tectónica comandada pela anisotropia de uma trama 
tectonítica anterior). 
 
 
 
 
 
 
Fig. 0.6 - Relação entre homogeneidade estatística e escala. As amostras I e II são estatisticamente 
idênticas e a esta escala o corpo considera-se estatisticamente homogéneo. Numa escala 
muito mais ampliada as amostras III e IV não são estatisticamente idênticas e nesta escala o 
corpo é heterogéneo. (Turner & Weiss, 1963). 
 
 
Numa trama é possível definir uma simetria que só difere da de um cristal por ser de natureza 
estatística. 
A simetria de uma trama rochosa pode definir-se, tal como a de uma rede cristalina, em 
função de grupos espaciais de simetria uma vez que se supõe a estrutura com extensão infinita. 
0 - 5 
Numa situação heterogénea, isto é, na descrição de um objecto individual, como por exemplo 
uma dobra, a simetria é do tipo grupo pontual de simetria (grupo finito de simetria), isto é, a simetria 
de uma classe cristalina e não da sua rede. 
Os elementos da trama são linhas e planos e, em geral, como são não polares, a sua simetria 
é D¥h, isto é, contêm um eixo de grau infinito e um plano de simetria, normal ao eixo. 
O eixo de simetria é normal à estrutura planar considerada ou paralelo à estrutura linear. 
Todas as tramas têm centro de simetria e é possível obter para a trama 5 classes de simetria: 
(1) trama esférica (K¥h) - é a simetria de uma esfera; 
(2) trama axial (D¥h) - é a simetria de um esferóide ou elipsóide de revolução; 
(3) trama ortorrômbica (D2h) - é a simetria de um elipsóide triaxial; 
(4) trama monoclínica (C2A) - um único plano de simetria e um eixo binário normal a esse 
plano; 
(5) trama triclínica (S2 = C) - sem planos de simetria. 
O Quadro II contem alguns exemplos de simetria de fabrics sedimentares e ígneos, não 
deformados. 
 
QUADRO II 
 
(seg. M.S. Paterson & L.E. Weiss, in Turner & Weiss, 1963) 
 
As tramas em que todas as subtramas têm a mesma simetria são homotéticas; as tramas em 
que os diferentes elementos têm diferente simetria são heterotéticas. 
 
Representação gráfica dos elementos da trama 
Os elementos da trama são registados pelo geólogo estrutural assim como a sua posição, 
dimensão e orientação. Depois são representados em mapas, cortes ou bloco-diagramas. 
O estudo da orientação dos elementos, independentemente da sua posição, é 
particularmente importante, tal como em cristalografia. 
Por isso se usa, no tratamento gráfico dos dados de orientação, uma projecção 
estereográfica. A única modificação introduzida é consequência da necessidade de avaliar o grau de 
0 - 6 
orientação preferencial a partir da densidade de elementos medidos, por área de projecção. Por isso 
se usa uma projecção equivalente que conserva as áreas, em vez da projecção conforme da 
cristalografia, que conserva os ângulos. A rede de Wulff é, assim, substituída pela rede de Schmidt. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
BIBLIOGRAFIA 
 
Ribeiro, A. (1981) - Curso de Geologia Estrutural Elementar. AEFCUL, Lisboa, 121p 
Turner, F. J & Weiss, L. E (1963) - Structural Analysis of Metamorphic Tectonites. McGraw Hill, New 
York, 545 p. 
1 - 1 
1 - FALHAS E FRACTURAS 
 
Fracturas são o tipo de estrutura geológica mais comum e podem ser observadas em 
muitos afloramentos rochosos. 
Correspondem a fendas ao longo das quais se perdeu a coesão do material e são, para 
todos os efeitos, superfícies ou planos de descontinuidade. 
Quando existe um deslocamento mensurável ao longo do plano de fractura, ou seja, quando 
a rocha de um dos lados se tiver movidoao longo da fractura em relação à rocha do outro lado do 
plano de descontinuidade, designa-se a fractura por falha. 
Se não existir qualquer movimentação ou se esta for demasiado pequena para que seja fácil 
detectá-la, designa-se normalmente a fractura por diaclase. Contudo, a distinção entre fractura e 
diaclase é bastante artificial e é muitas vezes, resultante exclusivamente da escala de observação. 
As fracturas são importantes por vários motivos. A sua presença afecta significativamente a 
resistência da rocha e devem por isso ser cuidadosamente estudadas nas operações de engenharia 
civil que envolvem importantes construções, como por exemplo túneis, barragens, centrais nucleares, 
etc. 
São também importantes locais para o desenvolvimento de mineralizações, uma vez que as 
fracturas dilatacionais, desenvolvidas sob o efeito de tensões distensivas, são normalmente 
ocupadas por veios de material com interesse económico depositado no espaço criado pela abertura 
da fractura (Ex: Minas de Estanho de Vale das Gatas, no Norte de Portugal). 
 
1.1. Geometria e nomenclatura das falhas 
 
Definição de uma falha: é uma fractura planar ao longo da qual a rocha foi deslocada, numa 
direcção geralmente paralela ao plano de fractura. 
 
Geometria do deslocamento (fig. 1.1) 
 
 
 
 
Fig. 1.1 - Anatomia de uma zona de falha (Vialon, Ruhland & Grolier, 1976). 
Se a geometria do plano de falha for não vertical, ou seja, se este for oblíquo, chama-se 
1 - 2 
"footwall" (F) ou bloco de apoio ao bloco abaixo do plano de falha, e "hangingwall" (H) ou bloco 
suspenso àquele que fica acima do plano de falha. 
A inclinação (i) do plano de falha mede-se sempre a partir da horizontal. Por vezes 
considera-se o ângulo complementar, o desvio da vertical ou "hade". 
O deslocamento entre os dois blocos separados pelo plano de falha pode efectuar-se em 
qualquer direcção existente no plano de falha, com magnitudes idênticas (falhas translaccionais) ou 
diferentes (falhas rotacionais). Este movimento pode, ou não, ser acompanhado por afastamento (ou 
aproximação) dos blocos segundo uma direcção perpendicular ao plano de falha. 
As falhas translaccionais, em que o deslocamento é paralelo à direcção do plano de falha 
(componente horizontal de movimento, exclusivamente), chamam-se desligamentos ("strike-slip 
faults") e aquelas em que o deslocamento é paralelo à linha de máxima inclinação do plano de falha 
adquirem a designação de falhas normais ("normal faults") ou inversas ("reverse faults"), conforme se 
observa a descida do bloco suspenso ou o inverso, respectivamente (fig. 1.2). 
 
 
 
 
Principais tipos de falhas: (a) f. normais; (b) f. inversas; (c) desligamentos (Vialon et al., 1976). 
 
Nestas falhas, o deslocamento é muitas vezes decomposto em componentes horizontal e 
vertical, não existentes no plano de falha: (fig. 1.3 e 1.4). 
É importante notar que os deslocamentos verificados em falhas são normalmente difíceis de 
medir na prática uma vez que é frequentemente impossível ajustar pontos homólogos de um e outro 
lado do plano de falha. 
 
 
 
 
1 - 3 
 
 
 
 
sen a = 
Rv
ds 
 
 
 
tg a = 
Rv
Rh 
 
 
Fig. 1.3 - Geometria dos deslocamentos em falhas inclinadas. Rh = componente horizontal; Rv = 
componente vertical; a = ângulo de inclinação; q = "hade"- (90° - a); ds = deslocamento 
(Park, 1983). 
 
 
 
 
 
Fig. 1.4 - Deslocamentos relativos sobre o plano de falha (Vialon et al., 1976). 
 
 
Se a estratificação estiver deslocada não podemos ter a certeza de quanto do deslocamento 
aparente é devido a movimentos de desligamento e quanto é devido a movimentos de componente 
vertical. O problema é ultrapassado se a direcção do movimento no plano de falha estiver registada 
pela presença de estrias sobre o plano (resultantes do atrito desenvolvido pelo arraste dos blocos) 
ou se, por exemplo, for possível medir o deslocamento de uma estrutura vertical, como um filão, ao 
longo de uma direcção horizontal (falha de desligamento); o problema permanece sem solução se a 
falha só tiver movimento de componente vertical. 
A melhor forma, a mais segura, de determinar o verdadeiro deslocamento, ou rejeito, de 
uma falha, é encontrar pontos homólogos deslocados (figs. 1.5, 1.6 e 1.7). 
1 - 4 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 1.5 - Afastamento entre pontos homólogos. 
 
 
 
Fig. 1.6 - Rejeitos de uma falha: 
ABCD - plano de falha; r - 
inclinação do plano de falha; a - 
pitch das estrias no plano de 
falha; Rr - rejeito real; Rva - 
rejeito vertical aparente (Rva = 
Rv.senr = Rhl.tga ); Rv - rejeito 
vertical; Rht - rejeito horizontal 
transversal; Rhl - rejeito horizontal 
longitudinal ou lateral (Rhl 
=Rr.cosa = Rva.cotga ); No plano 
de falha: sena = Rva/Rr; cosa = 
Rhl/Rr; tga = Rva/Rhl; Rr= 
Rva/sena = Rhl/cosa (Vialon et. 
al., 1976). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 1.7 - Rejeitos de uma falha 
vistos em corte transversa: 
 
(a) e (c) - falhas normais; (b) e 
(d) - falhas inversas. AC- rejeito 
vertical (componente vertical do 
rejeito real = Rv); CB- rejeito 
horizontal transversal 
(componente horizontal do 
rejeito, num plano perpendicular 
ao plano de falha = Rht); AB- 
rejeito vertical aparente (medido 
no plano de falha, ao longo da 
linha de máxima inclinação = 
Rva); BD- rejeito estratigráfico (= 
Re). r -inclinação do plano de 
falha; j -inclinação das camadas 
(para calcular o rejeito 
estratigráfico); Rv dá a diferença 
de altitude entre os dois blocos; 
Rht dá o valor do alongamento produzido (f. normal=positivo; f. inversa=negativo); senr=Rv/Rva; 
Cosr=Rht/Rva; tgr = Rv/Rht. Rejeito vertical: Rv=Rht.tgr = Rva.senr. Rejeito vertical aparente: Rva = Rv/senr 
= Rht/cosr. Extensão: rejeito h. transversal Rht=Rv.cotgr =Rv/tgr.Rht= Rva.cosr (Vialon et al., 1976). 
 
1 - 5 
Sentido do deslocamento 
 
No caso das falhas de desligamento o deslocamento pode ser esquerdo (sinistrógiro) ou 
direito (dextrógiro) (fig. 1.8). 
 
 
Fig. 1.8 – Vista, em planta, de desligamentos esquerdos e direitos (Park, 1983). 
Existe apenas componente de movimento horizontal e a deslocação dos blocos desenvolve 
um binário de rotação em sentido directo, no 1º caso, e em sentido retrógrado no 2º caso. 
No caso de falhas inclinadas com movimentação de componente vertical, estas podem ser 
normais ou inversas (figs. 1.9 e 1.11), como vimos. 
Nas falhas normais ou distensivas, há abatimento do bloco acima do plano de falha, que 
desliza ao longo dele sob a acção da gravidade. 
Nas falhas inversas, pelo contrário, o bloco acima do plano de falha desloca-se subindo ao 
longo daquele, contrariando assim a força da gravidade. Por isso se chamam as falhas inversas de 
compressivas. 
 
 
 
Fig. 1.9 - Corte vertical para apreciar os movimentos 
das falhas normais e inversas (Park, 1983). 
Fig. 1.10 - Cavalgamento e "lag", em corte vertical 
(Park, 1983). 
 
Se as inclinações dos planos de falha forem muito baixas, as falhas normais designam-se 
por "lag" e as falhas inversas por cavalgamentos ("thrust") (figs. 1.10 e 1.11). 
 
 
Fig. 1.11 - Extensão traduzida pelo rejeito horizontal transversal. Em falhas normais há alongamento 
(e > 0); em falhas inversas há encurtamento (e < 0) (Vialon et al., 1976). 
Os cavalgamentos podem atingir deslocamentos da ordem dos quilómetros, e estão 
1 - 6 
frequentemente associados a fenómenos orogénicos (compressão em larga escala). A sua 
geometria pode ser complexa e voltaremos a falar deles mais adiante. 
 
Sistemas conjugados sintéticos e antitéticos. 
Num mesmo episódio de deformação, as falhas produzem-se normalmente segundo duas 
famílias de acidentes com atitudes diferentes, que se dizem conjugadas por serem geradas mais ou 
menos em simultâneo. As falhasconjugadas, ou as famílias conjugadas de acidentes, têm uma 
geometria simples que normalmente permite a identificação do campo de tensões responsável pela 
sua geração (fig. 1.2). Voltaremos a este assunto no capítulo 9, ao tratar do Falhamento 
(mecanismos de produção de falhas e sua interpretação dinâmica). 
Revendo a nomenclatura e classificação das falhas já apresentadas, verifica-se que as 
mesmas se reportam sobretudo ao tipo de deslocamento observado ao longo do plano de falha, ou 
seja, caracterizam as situações onde não ocorrem modificações na atitude das camadas afectadas, 
em consequência ou em simultâneo com o movimento frágil sobre o plano de rotura. 
Quando o campo de tensões produz falhas e também uma alteração na inclinação das 
camadas, quer dizer, quando há uma rotação externa das camadas, a nomenclatura das falhas 
complica-se um pouco. 
Nestas circunstâncias as falhas, sejam normais, inversas ou de desligamento, dizem-se 
sintéticas ou antitéticas em relação a esta rotação externa, se o movimento ao longo dos seus planos 
desenvolve um binário de rotação interna do mesmo sentido ou de sentido contrário, 
respectivamente, ao da rotação externa (fig. 1.12). 
De um ponto de vista puramente geométrico, estas falhas também se designam, às vezes, 
por falhas conformes ou falhas contrárias, se a sua inclinação for, respectivamente, no mesmo 
sentido ou em sentido contrário ao das camadas. 
 
 
Fig. 1.12 - Exemplos de falhas sintéticas e antitéticas, em distensão e em compressão (Mattauer, 
1973). 
1 - 7 
Quer isto dizer que, se a rotação externa aumenta com regularidade, as falhas normais 
sintéticas vão aumentando a inclinação do seu plano, podendo ficar verticais ou até transformarem-
se em falhas inversas e, neste estádio, se a distensão continuar, o sentido do deslocamento ao longo 
do plano de falha vai inverter-se (fig. 1.13). Do mesmo modo, as falhas inversas sintéticas podem 
acabar por se transformar em falhas normais. 
Assim sendo, sempre que existe uma rotação externa importante associada às falhas, e para 
saber de que tipo de falha exactamente se trata, é necessário rodar as camadas para a sua posição 
original (e, obviamente, rodar o plano de falha da mesma quantidade, no mesmo sentido). 
Quando o valor da rotação externa é desconhecido, não podemos saber se uma falha era 
originalmente normal ou inversa. 
 
 
Fig. 1.13 - Esquema mostrando como uma falha normal sintética pode, por rotação externa, adquirir o 
aspecto de uma falha inversa, invertendo-se o seu rejeito (Mattauer, 1973). 
 
Finalmente, se atentarmos apenas na atitude do plano de falha, as falhas classificam-se em 
verticais ou oblíquas, uma vez que não há falhas com planos horizontais (embora, como se verá 
adiante, alguns extensos mantos de carreamento possam ter sectores do plano de carreamento 
praticamente horizontais). 
 
1.2. Material esmagado produzido pela movimentação das falhas 
 
Brecha de falha e "farinha" (argila) de falha: 
 
As maiorias das falhas estão assinaladas por uma zona de rocha fragmentada e esmagada, 
com fragmentos rochosos de dimensões variadas. 
Chama-se Brecha de falha a este material, sempre que os fragmentos visíveis constituam 
parte apreciável do conjunto esmagado. Quando o conjunto do material produzido pelo esmagamento 
é formado quase exclusivamente por partículas muito finas, do calibre das argilas, chama-se Farinha 
de falha ou Argila de falha. 
Este material é não coeso e tem, perante a erosão, um comportamento menos resistente que 
as rochas afectadas pela falha, sendo pois facilmente removido. Surgem assim expressivas 
depressões topográficas associadas aos afloramentos de falhas. 
Esta ausência de coesão do material formado por esmagamento resulta das condições muito 
superficiais em que se forma. Nos mesmos planos de falha, a maiores profundidades, onde as 
condições de pressão e temperatura o permitem, frequentemente os produtos do esmagamento se 
aglutinam sob forma coerente, constituindo rochas perfeitamente litificadas com texturas típicas de 
esmagamento. São as chamadas Brechas de esmagamento, onde os fragmentos visíveis dominam 
na rocha, ou os Cataclasitos onde uma matriz muito fina constitui proporção apreciável da rocha. 
1 - 8 
A maiores profundidades, o aumento da pressão e da temperatura produz, em certos casos, 
recristalização da textura destas rochas. Podemos assim distinguir os seguintes tipos de rochas 
produzidas por esmagamento: (Quadro 1.1) 
 
QUADRO 1.1 
Classificação das rochas produzidas por esmagamento 
 
(seg. Sibson, 1977, in Park, 1983). 
 
Milonitos - Normalmente faz-se uma distinção entre as rochas formadas sob regime frágil 
pela partição (fracturação e esmagamento do material - Cataclase) e entre aquelas formadas em 
regime dúctil, por recristalização contínua ou fluência. As rochas de esmagamento de grão mais fino, 
produzidas por este último processo são resistentes e bastante coesas, com uma textura laminar ou 
listrada. Chamam-se milonitos. Quando a recristalização é dominante a rocha diz-se um 
blastomilonito. São rochas características das zonas de cisalhamento. 
Ultramilonitos e Pseudotaquilitos – O esmagamento extremo produz uma rocha formada 
por fragmentos quebrados imersos numa matriz de grãos ultramicroscópicos, de cor escura, muitas 
vezes negra. Estas rochas são os ultramilonitos e indicam um grau de esmagamento muito elevado, 
ou seja, uma intensidade de deformação associada à falha muito elevada. O calor de fricção 
desenvolvido ao longo da falha durante rápidos movimentos relativos dos compartimentos em 
intervalos breves pode ser suficiente para fundir algum deste material, formando uma substancia 
vítrea, contendo frequentemente esferólitos e que se designa por pseudotaquilito. Este material 
fundido forma então veios que intruem a rocha fracturada adjacente. 
Como o material vítreo está normalmente desvitrificado e contém uma elevada percentagem 
de fragmentos não fundidos, muitas vezes é difícil distinguir um pseudotaquilito de um ultramilonito, a 
não ser utilizando meios de poderosa ampliação. O pseudotaquilito forma-se, aparentemente, apenas 
em profundidade na crosta sob condições de pressão confinante moderada e elevada taxa de 
deformação (muito rápida). É assim possível considerar que uma falha exibindo à superfície 
esmagamento com produção de argila de falha não coerente pode desenvolver pseudotaquilitos a 
profundidades intermédias sendo substituída por uma zona de cisalhamento dúctil a maiores 
1 - 9 
profundidades. 
 
 
Fig. 1.14 - Determinação do sentido de movimento de uma falha a partir das figuras produzidas 
durante o arraste. (a) nichos de arrancamento; (b) degrau de arrancamento; (c) nicho de 
arrancamento; (d) degrau de "folheamento" com torção nas rochas junto ao plano de falha; 
(e) aberturas em aglomerados cristalinos formados em fases anteriores; (f) escamação; (g) 
degrau formado por fendas de tracção; (h) degrau formado por microfendas em "échelon" 
(Vialon et al., 1976). 
 
1.3. Estruturas associadas aos Planos de falha 
 
Estrias de escorregamento ou de arraste. 
 
 Muitas vezes os planos de falha exibem superfícies "brilhantes" ou estriadas, produzidas 
pela acção de "polimento" desenvolvida durante a movimentação relativa, com atrito, dos dois blocos 
de uma falha. Chamam-se estrias de arraste ("slickensides") às lineações assim produzidas nos 
planos de falha. Estes sulcos permitem a determinação da direcção do movimento e em certos casos 
a análise do sentido do deslocamento relativo dos compartimentos (fig. 1.14). 
Produzem-se ainda outras estruturas lineares devidas ao crescimento de veios de minerais 
fibrosos, normalmente quartzo e calcite, com os seus eixos maiores paralelos à direcção de 
movimento. 
1 - 10 
Como vimos, os movimentos relativos dos compartimentosdefinidos por uma fractura plana 
regular ou irregular são de três tipos: pode existir deslocamento sem aproximação nem afastamento 
dos compartimentos em presença, e pode haver afastamento ou aproximação segundo uma direcção 
qualquer não contida no plano de falha. 
No primeiro caso, se a fractura for um plano regular, não existe qualquer traço do movimento 
a menos que ao longo do plano hajam irregularidades ou elementos em relevo: estes vão talhar 
pequenas ranhuras paralelas, análogas às que se encontram na base dos glaciares. Muitas destas 
ranhuras terminam bruscamente indicando o fim do trajecto do elemento estriador (fig. 1.15). 
Deste modo é possível determinar o sentido do movimento. 
 
 
Fig. 1.15 - Esquema mostrando três tipos de falhas e três aspectos possíveis de uma falha, conforme 
o tipo de movimentação sofrida. (1) estrias formadas por um elemento estriador que produz 
ranhuras na rocha; (2) estilólitos resultantes da aproximação dos blocos; (3) fibras de calcite 
preenchendo o espaço aberto pelo afastamento relativo dos blocos (Mattauer, 1973). 
 
No segundo caso o plano de falha fica coberto de produtos de recristalização, de que os mais 
comuns são a calcite e o quartzo mas que podem ser, por exemplo, asbestos. Estes minerais têm 
geralmente uma estrutura fibrosa oblíqua ao plano da falha e indicadora da direcção do movimento 
(fig. 1.15). Muitas vezes os cristais de quartzo ou de calcite exibem uma estrutura linear, sublinhada 
por recristalizações sucessivas, paralela às estrias de deslizamento mencionadas no caso anterior. 
Chamam-se por isso estrias de recristalização. 
No terceiro caso, evidente sobretudo em rochas carbonatadas, os dois blocos da falha 
interpenetram-se como consequência de dissolução sob pressão. Deste fenómeno resultam 
estruturas de dissolução ou estilólitos, cuja geometria depende da obliquidade do movimento sobre o 
plano da descontinuidade. Se a rocha não for solúvel podem verificar-se dois casos. Se a tensão 
cisalhante for inferior a um determinado limite, não se produz qualquer movimento; o sistema fica 
bloqueado. Se esse limite for ultrapassado produz-se um deslocamento com atrito e formam-se 
estrias. Geralmente o sistema fica bloqueado após um pequeno deslocamento. 
1 - 11 
Se a superfície da descontinuidade planar for acidentada por irregularidades, estas originam 
a formação de microestruturas de recristalização ou de dissolução (fig. 1.16). 
 
 
Fig 1.16 - Exemplo de falhas não planares funcionando como falha normal e como falha inversa. No 
primeiro caso formam-se cavidades, que podem ser preenchidas por calcite. No segundo 
caso formam-se estilólitos (Mattauer, 1973). 
 
Assim, verifica-se que a existência de pequenos abruptos, qualquer que seja a sua atitude, 
permitem sempre a determinação do sentido do movimento. Se não se encontrarem estruturas de 
dissolução, o melhor critério para determinar o sentido do deslocamento reside na observação dos 
relevos que limitam as coberturas de calcite fibrosa. Muitas vezes formam-se geodes com cristais 
automórficos que dão imediatamente o sentido do movimento (fig. 1.16). Ao longo do mesmo plano 
de falha podem encontrar-se figuras de dissolução e figuras de recristalização (fig. 1.17) se as 
facetas oblíquas ao plano principal de rotura se encontrarem, respectivamente, expostas à 
compressão ou à dissolução. Mesmo quando as variações de inclinação de uma falha são pequenas 
e progressivas, elas podem também ser utilizadas para a determinação do sentido do rejeito. 
 
 
Fig. 1.17 - Fractura exibindo figuras de recristalização e de dissolução muito próximas e aspecto de 
falhas não planas. Em qualquer dos casos o sentido do movimento deduz-se de imediato 
(Mattauer, 1973). 
1 - 12 
Flexuras 
 
Rochas estratificadas na vizinhança de uma falha exibem frequentemente dobras de grande 
raio de curvatura, também chamadas flexuras, estritamente relacionadas com a movimentação da 
falha. São as chamadas "dobras de arraste" ("drag folds") produzidas quer pela resistência relativa 
dos dois compartimentos ao movimento de deslocação ao longo do plano de falha, traduzida no 
arqueamento das camadas, quer por um mecanismo de deformação dúctil quase sempre presente, 
precedendo o momento da rotura (fig. 1.18 e 1.19). 
 
 
Fig. 1.18 - Associação entre falhas e flexuras (Park, 1983). 
 
 
Fig. 1.19 - Dobras de arraste em falhas normais e inversas (Mattauer, 1973). 
 
Fendas de tracção e cisalhamentos secundários. 
 
Dependendo das condições de plasticidade do material e da presença de anisotropias na 
rocha, por efeito do atrito no plano de falha podem desenvolver-se fendas de tracção em “échelon” 
ou cisalhamentos secundários em microfracturas. 
 
 
Fig. 1.20 - Diferentes aspectos de fendas em “échelon” associadas a cisalhamentos, simples e 
conjugados (Mattauer, 1973). 
1 - 13 
1.4. Associações de falhas 
 
Geralmente as falhas não ocorrem isoladamente, aparecendo as falhas principais 
associadas a conjuntos de falhas menores, com menores deslocamentos, mas paralelas e com o 
mesmo tipo de movimento da falha principal. Blocos das mais variadas dimensões, sobreelevados ou 
deprimidos, podem estar, e normalmente estão, limitados por conjuntos de falhas do mesmo tipo 
mas com sentidos de deslocamento opostos. Um bloco deprimido limitado por falhas normais é um 
graben, assim como um bloco sobreelevado constitui um horst (Fig. 1.21). 
 
 
Fig. 1.21 - Estruturas em horst e graben (Park,1983). 
 
Estruturas muito desenvolvidas, que se estendem por centenas de quilómetros e onde 
dominam no centro grabens e nas extremidades horsts são aquelas que se podem encontrar não só 
no fundo de vários oceanos mas também sobre os continentes e a que chamamos rifts. 
Dois exemplos bem conhecidos são o Grande Rift Africano e o Rift do Reno; ambos são 
formados por uma série de grabens interrelacionados que se estendem por algumas centenas de 
quilómetros. 
No entanto, as associações de falhas não têm necessariamente que ser constituídas por 
falhas paralelas. Por exemplo, uma falha principal pode ser acompanhada por uma ramificação mais 
ou menos complexa de falhas menores como se observa na vizinhança da Falha de Santo. André 
(Califórnia) (fig. 1.22 - pág. seguinte). 
Frequentemente a terminação de uma falha é assinalada pelo aparecimento de falhas em 
bisel ("splay faults") que espalham o deslocamento por uma área mais ou menos vasta (fig. 1.23). 
 
 
 
Fig. 1.23 - Falhas secundárias na terminação de uma falha principal (Park, 1983). 
1 - 14 
 
Fig. 1.22 - Zona da Falha de Santo. André (Califórnia). A - Distribuição das falhas (as mais 
importantes destacadas); - Evolução do movimento das placas envolvidas, assumindo a 
Americana estacionária; C - Pormenor da distribuição das falhas na região de Los Angeles; D 
- Modelos para explicação da origem das estruturas compressivas (carreamentos e dobras) e 
distensivas (bacias "pull-apart") como resultado quer determinações de falhas quer da 
sobreposição de falhas (Park, 1983). 
 
As falhas podem igualmente terminar contra outras falhas, de tipo diferente. Por exemplo, 
dois carreamentos podem estar unidos por uma falha de desligamento, de forma a que o movimento 
se transmita de um carreamento a outro (fig. 1.24). 
 
 
Fig. 1.24 - Transferência do deslocamento de um carreamento para um desligamento (Park, 1983). 
1 - 15 
Como veremos adiante, muitas vezes estas situações não funcionam como vários planos de 
falha discretos mas antes como um só, em que existem rampas frontais (carreamentos) e rampas 
laterais com movimento de desligamento (Ex: estrutura cavalgante da Cadeia da Arrábida). 
É frequente ainda encontrar famílias de falhas conjugadas, muitas vezes associadas a 
fendas de tracção na vizinhança dos respectivos planosde rotura (figs. 1.20 e 1.25). 
 
 
Fig. 1.25 - Geometria de planos de cisalhamento conjugados associados a fendas de 
tracção em “échelon” (Vialon et al., 1976). 
 
Um bloco onde se produziu rotura com movimentação ao longo de um plano pode 
igualmente estar afectado por estruturas estilolíticas (de dissolução) orientadas segundo a direcção 
de compressão máxima e/ou por fendas com abertura e recristalização de minerais fibrosos ---- 
normalmente quartzo ou calcite (fig. 1.26). 
 
 
 
Fig. 1.26 - Estilólitos e fracturação (Vialon et al., 1976). 
1 - 16 
1.5. Diaclases 
 
As diaclases são fracturas ao longo das quais não há deslocamento ou, existindo, este é 
demasiado pequeno para ser perceptível a olho nu. Ocorrem geralmente em conjuntos de planos 
paralelos regularmente espaçados, podendo identificar-se várias famílias de diaclases, cada uma 
com a sua atitude, num mesmo conjunto rochoso. Os sistemas mais comuns correspondem a três 
planos perpendiculares entre si, um dos quais paralelo à estratificação nas rochas sedimentares, que 
conferem aos afloramentos um aspecto de partição em blocos paralelipipédicos. 
As diaclases estão quase sempre relacionadas com a geometria do corpo rochoso onde 
ocorrem e também com a geometria das tensões que o afectam, e produzem deformação. Ocorrem 
associadas a dobras e também na vizinhança de falhas ("pinnate fractures") (figs. 1.27 e 1.28). 
 
 
Fig. 1.27 - Relações entre diaclases e dobras (Park, 1983). 
 
 
Fig. 1.28 - Dois exemplos de diaclases (“pinnate fractures") associadas a falhas. A sua disposição em 
relação ao plano de falha permite interpretar o sentido do deslocamento (Hobbs, Means & 
Williams, 1976). 
 
Muitas diaclases são devidas a libertação de tensões acumuladas pelas rochas estratificadas 
em consequência da carga litostática que suportam em profundidade. Quando as camadas 
sobrejacentes são erodidas, produz-se uma redução na carga litostática o que provoca a expansão 
da rocha a partir do desenvolvimento de fracturas distensivas (diaclases) muitas vezes paralelas às 
superfícies de estratificação. Outra causa comum da formação de diaclases tem a ver com a 
contracção que ocorre nos corpos ígneos em arrefecimento. Os corpos ígneos tabulares, filões 
verticais e/ou camada, e certas escoadas, exibem muitas vezes disjunção colunar poligonal 
perpendicular às superfícies de arrefecimento. Um exemplo clássico deste tipo de estrutura é a 
Calçada dos Gigantes em Antrim (fig. 5.7 de A. Holmes, 1978). 
1 - 17 
Em circunstâncias favoráveis, as famílias de diaclases que ocorrem regionalmente em vários 
tipos rochosos diferentes, podem ser relacionadas com uma compressão ou distensão regional, do 
mesmo modo que as dobras. A relação entre a geometria das fracturas e os campos de tensão que 
as produzem será abordada no capítulo 9 (Falhamento). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
BIBLIOGRAFIA 
 
Hobbs, B. E; Means, W. D & Williams, P. F. (1976) - An Outline of Structural Geology. John Wiley & 
Sons, New York, 571p. 
Holmes, A. (1978) - Principles of Physical Geology, Thomas Nelson & Sons Ltd, London, 1288 p. 
Mattauer, M. (1973) - Les déformations des matériaux de l'écorce terrestre. Hermann, Paris, 493 p. 
Park, R. G. (1983) - Foundations of structural geology. Blackie, Chapman & Hall, London, 135 p. 
Ramsay, J. G. & Huber, M. I. (1987) - The Techniques of Modern Structural Geology; vol. 2: Folds 
and Fractures. Academic Press, London, 403 p. 
Vialon, P.; Ruhland, M. & Grolier, J. (1976) - Éléments de tectonique analytique. Masson, Paris, 
118p. 
2 - 1 
2 - DOBRAS 
 
Se as fracturas são a expressão mais comum da deformação das rochas à superfície da 
crosta, as dobras são, sem dúvida, a mais espectacular. Quando vemos uma camada rochosa que 
era originalmente plana e horizontal dobrada num arco mais ou menos amplo com um comprimento 
de onda de algumas centenas de metros, somos forcados a reconhecer de um modo muito directo a 
existência de forças bastante poderosas a actuarem na crosta terrestre. 
 
2.1. Definição e significado das dobras 
Dobra é uma estrutura produzida quando uma superfície planar original se torna arqueada ou 
curvada como resultado de deformação. As fracturas (falhas e diaclases) resultam de deformação 
frágil, que se traduz pela rotura das rochas segundo planos discretos e individualizados ao longo dos 
quais as rochas perdem completamente a sua coesão. As dobras, contudo, são a expressão da 
deformação dúctil, que produz modificações mais contínuas e graduais nas camadas rochosas, quer 
nas superfícies de estratificação quer no seu interior, à medida que a rocha se vai acomodando e 
alterando a sua forma. 
 
2.2. Geometria das dobras 
Charneira e flancos de uma dobra (figs. 2.1 e 2.2) 
 
 
Fig. 2.1 - Charneira e flancos de uma dobra (Park, 1983). 
 
Ao considerarmos uma superfície simples dobrada, os elementos principais da geometria da 
dobra são a charneira ou fecho, que é a zona de máxima curvatura da superfície dobrada e os 
flancos que representam as áreas articuladas pela charneira. Se for possível definir uma linha que 
una os pontos de máxima curvatura da superfície, essa linha é a linha de charneira. Uma dobra 
singular compreende uma charneira e dois flancos, articulados por essa charneira. Numa sequência 
de dobras cada flanco é partilhado por duas dobras adjacentes. 
Dependendo da forma actual da dobra, ou seja, do modo como a superfície altera a sua 
curvatura, a charneira pode ser muito bem definida e os flancos relativamente rectos (fig. 2.1B), ou a 
curvatura pode variar gradualmente acompanhando o perfil da dobra, em particular quando aquele se 
aproxima da forma cilíndrica (fig. 2.1C). 
Numa dobra verdadeiramente cilíndrica onde a superfície dobrada corresponde a parte da 
superfície de um cilindro, é muito difícil separar a charneira dos flancos pois o gradiente de curvatura 
é constante ao longo do desenvolvimento da dobra. 
2 - 2 
 
Fig. 2.2 - Elementos de caracterização de uma superfície dobrada. 
 
No entanto, é comum utilizar-se a designação de dobra cilíndrica para toda aquela dobra cuja 
geometria corresponde à de uma superfície gerada pela translação de uma recta, a geratriz da dobra 
(fig. 2.2). Esta geometria tem uma propriedade importante que é a da sua charneira se apoiar sobre a 
recta geratriz da superfície dobrada que por sua vez está presente em todos os pontos dessa 
superfície. 
Para além deste tipo de charneira existem outros, mais complexos (fig. 2.3). 
 
 
Fig. 2.3 - (a) Dobra de charneira recta: (b) e (c) Dois tipos de dobras com charneiras curvas (Turner & 
Weiss, 1963). 
 
Eixo da dobra e Plano axial 
Ao descrever a atitude de uma dobra é mais frequente utilizar-se não as atitudes dos dois 
flancos mas a atitude do plano imaginário equidistante de ambos os flancos e que portanto bissecta o 
ângulo entre eles. Este plano é o Plano axial que intersecta a zona de charneira da dobra segundo 
uma linha a que se chama Eixo da dobra (fig. 2.4). 
2 - 3 
 
Fig. 2.4 - Eixo, plano axial e superfície axial de uma dobra (Park, 1983). 
 
Se os flancos da dobra estiverem suficientemente bem definidos a determinação das atitudes 
do plano axial e do eixo dará uma descrição precisa quanto à orientação da dobra. 
 
 
Fig. 2.5 - Elementos de uma dobra: charneira e flancos; crista ou cume e cava ("creu"); ponto de 
inflexão (Vialon et al., 1976). 
 
Superfície axial da dobra 
Ao considerar uma dobra formada por várias superfícies dobradas (várias superfícies de 
estratificação em leitos adjacentes numa sequência estratificada) é mais conveniente considerar a 
superfície não planar que passa pelas linhas de charneira das sucessivas superfícies dobradas. Estasuperfície é a superfície axial da dobra e, à medida que a sua regularidade aumenta, aproxima-se do 
plano axial tal como o definimos no ponto anterior. As zonas de charneira sobretudo quando são 
amplas nem sempre se localizam com facilidade a olho o que torna por vezes bastante difícil a 
definição do plano médio correspondente à superfície axial. Por comodidade, a maioria dos geólogos 
de campo usa apenas a designação de plano axial, mesmo quando este não corresponde a uma 
superfície planar regular (fig. 2.4B). 
 
Ângulo entre flancos – ângulo de abertura 
O menor ângulo definido pelos flancos de uma dobra é o ângulo de abertura. A abertura ou 
fecho de uma dobra, expressa por este ângulo é um método bastante útil para classificar as dobras, 
como veremos adiante e reflecte a intensidade da deformação. 
2 - 4 
 
 
 
Fig. 2.6 - Plano axial (PA), plano bissector (PB) e plano de crista (PC) de um antiforma. O PB divide 
ao meio o ângulo de abertura da dobra (Vialon et al., 1976). 
 
 
Amplitude e comprimento de onda de uma superfície dobrada 
São medidas da dimensão de uma dobra (figs. 2.7 e 2.8). 
 
 
 
 
 
Fig. 2.7 - Amplitude e comprimento de onda de uma dobra: l, comprimento de onda; a, amplitude; H, 
charneira; I, ponto de inflexão (Park, 1983). 
 
 
O método mais simples para determinar o comprimento de onda de uma dobra consiste na 
medição da distância entre duas charneiras consecutivas do mesmo tipo (a que corresponde 
ultrapassar uma charneira de tipo diferente). Se estas não forem visíveis então meio comprimento de 
onda será a distância entre dois pontos de inflexão consecutivos, ou seja, em cada um dos flancos 
da dobra. 
Os Pontos de inflexão localizam-se onde o sentido de curvatura da superfície dobrada muda 
de uma dobra para outra (figs. 2.5 e 2.7). 
A amplitude de uma dobra pode ser medida considerando metade da distância medida 
perpendicularmente entre uma charneira e a linha que une duas charneiras consecutivas do mesmo 
tipo ou a distância entre uma charneira e a linha que une os dois pontos de inflexão, medida 
igualmente na perpendicular desta última. 
2 - 5 
 
Fig. 2.8 - Comprimento de onda e amplitude de uma superfície dobrada. PA, plano axial; i, 
pontos de inflexão; Wa, comprimento de onda real; Wb, comprimento de onda 
aparente; Aa, amplitude real; Am, amplitude aparente. Superfície envolvente da 
dobra: superfície que une todas as linhas de charneira de um mesmo tipo. Deste 
modo todo o sistema de dobras possui 2 superfícies envolventes: uma que une as 
charneiras antiforma e outra que une as charneiras sinforma (Vialon et al., 1976). 
 
2.3. Orientação das dobras 
A orientação de uma dobra obtém-se no campo pela determinação das atitudes dos dois 
flancos e se estes forem relativamente rectos e regulares esta informação é suficiente para uma 
descrição completa da atitude de uma dobra. Contudo, e como já foi assinalado, é mais importante e 
comporta mais informação, a descrição e registo das dobras em termos dos seus planos axiais e 
eixos. Assim, a posição e orientação de uma dobra ou sistema de dobras tem uma representação 
cartográfica correspondente a uma linha paralela à direcção do plano axial. Esta linha é o chamado 
traço do plano axial. A inclinação do plano axial pode ser representada do mesmo modo que a atitude 
das estratificações, apenas utilizando uma convenção distinta para não confundir as estratificações 
com os planos axiais das dobras por elas definidas. 
Mergulho de uma dobra 
O mergulho do eixo da dobra é o ângulo medido entre a horizontal e o eixo. Este ângulo tem 
que ser medido sobre um plano vertical (o que contem a direcção do eixo) e designa-se por mergulho 
de modo a distinguir-se do termo inclinação, habitualmente utilizado para referenciar estruturas 
planares. 
 
 
Fig. 2.9 - Mergulho de uma dobra (Park. 1983). 
2 - 6 
Uma descrição completa da orientação de uma dobra comporta, pois, um valor de direcção 
(a direcção do traço do plano axial) indicando o sentido para onde se dá o mergulho do eixo e a 
quantidade angular correspondente a esse mergulho. Se dissermos que uma dobra mergulha 30° 
para 105°, queremos dizer que o plano axial da dobra tem uma direcção de N75W e que o seu eixo 
mergulha 30° para a direcção ESE ou, com maior exactidão, para os 105° de azimute. 
 
2.4. Classificação das dobras 
A classificação das dobras baseia-se em quatro parâmetros fundamentais: 
· direcção (sentido) de fecho da dobra; 
· atitude do plano axial; 
· dimensão do ângulo de abertura (ângulo entre flancos); 
· natureza do perfil da dobra. 
Classificação das dobras quanto à direcção de fecho 
As dobras que fecham para cima, ou seja, onde a inclinação dos flancos diverge a partir da 
charneira designam-se antiformas (fig. 2.10A) e aquelas que fecham para baixo, onde os flancos 
inclinam em direcção à charneira, são os sinformas (fig. 2.10B). As dobras que fecham para os lados 
ou seja, nem para cima nem para baixo, são neutras (fig. 2.10C). Em circunstâncias normais, onde 
as camadas são mais recentes quanto mais altas estão na sequência sedimentar, os antiformas 
possuem as rochas mais antigas no seu núcleo e são por isso chamados de anticlinais (fig. 2.10D). É 
importante anotar que a designação de anticlinal se restringe apenas à situação de uma dobra que 
possui no seu núcleo as rochas mais antigas sendo portanto uma designação que pressupõe o 
conhecimento da polaridade estratigráfica. Do mesmo modo, a designação sinclinal (fig. 2.10E) é 
reservada às dobras que possuem no seu núcleo as rochas mais modernas, independentemente da 
sua geometria definir um sinforma ou um antiforma. 
 
 
Fig. 2.10 - Fecho e vergência de uma dobra. 
D, anticlinal; E, sinclinal; F, dobra deitada redobrada; X, sinforma anticlinal, Y, antiforma 
sinclinal e Z um sinclinal (Park, 1983). 
2 - 7 
Em regiões afectadas por dobramento mais complexo, onde as bancadas estão 
frequentemente invertidas, é possível encontrar anticlinais que fecham para baixo (sinformas 
anticlinais), ou sinclinais que fecham para cima (antiformas sinclinais) (fig. 2.10F). 
Nestes casos é conveniente introduzir o conceito de vergência de uma dobra, para facilitar a 
compreensão das relações entre a polaridade sedimentar ou estratigráfica e as estruturas produzidas 
pela deformação: dobras e clivagem. 
A vergência é a direcção em que olham os flancos curtos das dobras monoclínicas, ou a 
direcção para a qual houve transporte de massa quando há carreamento. 
Se a vergência é conhecida, pode deduzir-se a polaridade através da relação 
clivagem/estratificação. Quando se conhece a polaridade, é possível determinar a vergência com 
base naquela mesma relação (fig. 2.11) (ver com maior detalhe, Cap. 4, Sec. 4.3, págs. 4.7 e 4.11). 
 
 
 
 
 
 
Fig. 2.11 - Vergência: relação entre clivagem e estratificação (mod. Vialon et al., 1976). 
2 - 8 
Classificação das dobras quanto à orientação 
 
QUADRO 2.1 
 
 
 
Com base na inclinação da superfície axial as dobras podem ser divididas em três grupos: 
a) dobras com planos axiais verticais ou fortemente inclinados dizem-se verticais: 
b) dobras com planos axiais moderadamente inclinados dizem-se inclinadas; 
c) dobras com planos axiais sub-horizontais dizem-se deitadas (fig. 2.12). 
A divisão entre estas classes não é rígida. Por vezes chamam-se às dobras inclinadas com 
um flanco inverso dobras monoclínicas (atendendo a sua simetria) com flanco inverso ("overfold"), 
(fig. 2.12). 
 
 
Fig. 2.12 - Atitude do plano axial de várias dobras: A - vertical; B e C - inclinado; D - deitado; E - 
distinção entre linhas de charneira e crista e cava de uma dobra com plano axial inclinado 
(Park, 1983). 
2 - 9 
Nas dobras inclinadas os pontos mais elevados e mais baixos da superfície dobradanormalmente não coincidem com as charneiras sendo por vezes útil a utilização dos termos crista 
("crest") e cava ("trough"), respectivamente, para essas posições (figs. 2.5 e 2.12E). 
 
Classificação das dobras quanto ao ângulo de abertura 
 
 
Fig. 2.13 - A. Classificação das dobras baseada no ângulo de abertura (seg. Fleuty, 1964); B. Medição 
do ângulo de abertura em dobras com charneira arredondada. O ponto de tangência é nos 
pontos de inflexão (Park, 1983). 
 
A dimensão do ângulo de abertura de uma dobra mede o grau de "fecho" da dobra, o que 
reflecte a quantidade de deformação sofrida pelos estratos. Quanto mais apertada é a dobra, menor 
e o ângulo de abertura e maior foi a deformação envolvida. 
A figura 2.13 mostra uma classificação esquemática que subdivide as dobras em 5 classes: 
amplas (180° a 120°; abertas (120° a 70°); fechadas (70° a 30°); apertadas (30° a 0°) e isoclinais 
(0°). 
Estes limites podem variar de autor para autor e o melhor, ao considerar-se o ângulo de 
abertura, e mencioná-lo. Muitas vezes as dobras amplas chamam-se flexuras. 
Quando os flancos não são rectos não é fácil determinar o ângulo de abertura. Nestes 
casos consideram-se as tangentes à superfície dobrada nos pontos de inflexão (fig. 2.13B) e mede-
se o ângulo entre elas. 
 
Análise do Perfil das dobras 
O perfil de uma dobra é a forma que a camada dobrada exibe quando observada 
perpendicularmente ao seu eixo. 
 
Fig. 2.14 - Tipos de perfis de dobras (Park, 1983). 
2 - 10 
As dobras variam bastante de aspecto quando vistas de perfil e, como estas variações 
reflectem em parte diferenças no mecanismo de formação das dobras é por vezes importante 
considerar descrições precisas do seu perfil. As categorias principais de perfil apresentado pelas 
dobras estão referenciadas na figura 2.14. 
 
 
Fig. 2.15 - Dobras concêntricas. (a) Forma geral; (b) em arenitos (seg. de Sitter, in Turner & Weiss, 
1963). 
 
O perfil mais simples é o das dobras paralelas onde a espessura ortogonal das bancadas é 
constante. Um caso especial de dobras paralelas é o das dobras concêntricas, onde as superfícies 
dobradas adjacentes são arcos de círculo com um centro comum, designado por centro de curvatura 
da dobra (figs. 2.15 e 2.16a). 
 
 
Fig. 2.16 - Dobras concêntricas (a) e dobras similares (b) (Vialon et al., 1976). 
2 - 11 
Como consequência da sua geometria não é difícil provar que as dobras paralelas ou 
concêntricas "morrem" para cima e para baixo, não podendo afectar mais do que uma espessura 
finita de estratos (fig. 2.17), limitada pela localização dos centros de curvatura. Para além dos centros 
de curvatura a deformação, o achatamento é acomodado pela geração de falhas ou outro tipo de 
dobras: dobras concêntricas achatadas (figs. 2.16a e 2.18). 
 
Fig. 2.17 - Geometria das dobras concêntricas circulares. 
 
 
 
 
Fig. 2.18 - Dobramento flexural seguido de 
achatamento homogéneo: (a) camada não deformada 
com espessura t; (b) camada flectida com 
conservação da espessura ortogonal; sobreposição 
de achatamento homogéneo com 50% de 
encurtamento perpendicularmente ao plano axial 
(Turner & Weiss, 1963). 
Fig. 2.19 - Dobramento similar de uma superfície S1, 
com plano axial S2. (a) por deslizamento em 
descontinuidades discretas paralelas a S2 (b) por 
deformação global continua (Turner & Weiss, 1963). 
Outro tipo de dobras são as dobras similares (figs. 2.16b, 2.19 e 2.20) onde a espessura 
ortogonal das bancadas varia de modo sistemático, mantendo constante a espessura vertical (fig. 
2.21), medida paralelamente ao plano axial da dobra. 
Numa dobra verdadeiramente similar a forma das superfícies dobradas adjacentes 
corresponde-se precisamente e esta propriedade permite às dobras similares manterem o seu perfil 
constante, indefinidamente, para cima e para baixo, ao longo de sucessivas bancadas. 
 
Fig. 2.20 - Dobra de fluência: estratificação cinematicamente passiva (Vialon et al., 1983). 
2 - 12 
 
 
Fig. 2.21 - Espessura ortogonal e espessura vertical. 
 
As dobras que possuem flancos planares e charneiras rectas bem definidas (fig. 2.14D) são 
conhecidas por dobras em chevron. 
Estas dobras exibem a curiosa propriedade de serem aparentemente tanto similares como 
paralelas, no sentido de que muitas das bancadas individuais dobradas podem ser paralelas, 
enquanto a dobra, no seu conjunto, é normalmente similar. 
 
 
Fig. 2.22 - Kinks conjugados. 
 
Quando estas dobras são fortemente assimétricas, os flancos curtos aparentam bandas que 
atravessam a rocha. Estas bandas são conhecidas como "kink bands" e afectam sobretudo materiais 
com forte anisotropia inicial (fig. 2.22). 
 
Isógonas 
São linhas que unem pontos de igual inclinação entre camadas adjacentes (figs. 2.23 e 2.24). 
Permitem uma classificação (Ramsay, 1967) bastante utilizada (fig. 2.25). 
2 - 13 
 
 
Fig. 2.23 - Isógonas de inclinação e classificação de Ramsay (1967) (Vialon et al., 1976). 
 
 
 
 
 
Fig. 2.24 - Classificação das dobras segundo as isógonas (Ramsay, 1967). 
 
Consideram-se três classes: 
Classe 1 – dobras com isógonas convergentes (concêntricas) 
Classe 2 – dobras com isógonas paralelas (similares) 
Classe 3 – dobras com isógonas divergentes 
A classe 1 subdivide-se em 3 grupos, de acordo com o grau de convergência das isógonas. 
Assim sendo, a classe 1A é a das dobras com isógonas fortemente convergentes, a classe 1B é a 
das dobras paralelas ou concêntricas, de espessura ortogonal constante e a classe 1C das dobras 
com isógonas fracamente convergentes ou das dobras flexurais achatadas (fig. 2.18c) 
2 - 14 
 
Fig. 2.25 - Classificação das dobras vistas de perfil. Relação entre a espessura dos flancos, a 
inclinação das isógonas e o achatamento (in Vialon et al., 1976). 
 
Quando considerarmos os mecanismos de formação das dobras veremos como e possível 
considerar estados contínuos de deformação na passagem dos diferentes tipos de dobras umas para 
as outras. 
Outras classificações 
É ainda possível classificar as dobras quanto à simetria, em dobras ortorrômbicas (as de 
máxima simetria), dobras monoclínicas e dobras triclínicas (as de mais baixo grau de simetria) (fig. 
2.26). 
2 - 15 
 
Fig. 2.26 - Classificação das dobras quanto à simetria. (a) dobra ortorrômbica; (b) , (c) e (d) dobras 
monoclínicas; (e) dobra triclínica (Turner & Weiss, 1963). 
 
2.5. Descrição de sistemas de dobras 
A forma como as dobras estão associadas e o modo como se relacionam umas com as 
outras é tão importante para a compreensão dos seus mecanismos de formação como a forma e o 
perfil de cada dobra individual. 
Em sistemas de dobras, as dobras com simetria monoclínica são as mais frequentes. De um 
ponto de vista estrito, podemos considerar como simétricas aquelas dobras cujos flancos têm a 
mesma dimensão e valores de inclinação idênticos, embora para sentidos opostos (fig. 2.27). Como 
vimos, estas características adaptam-se apenas a dobras com o plano axial vertical e o eixo sub-
horizontal, sendo o plano axial, neste caso, um plano de simetria. Nesta linha de pensamento, uma 
dobra monoclínica pode ser considerada um tipo especial de dobra assimétrica (pois os seus flancos 
têm desigual desenvolvimento e frequentemente valores de inclinação diferentes) onde um dos 
flancos é bastante curto quando comparado com a dimensão do outro flanco. 
 
 
 
Fig. 2.27 - Dobras simétricas (ortorrômbicas) e assimétricas (Park, 1983). 
2 - 16 
Dobras Parasitas 
Frequentemente, em sobreposição a dobras de maior comprimento de onda, ocorrem 
sistemas de dobras de menor comprimento de onda. 
As dobras menores, localizadas nos flancos ou na charneira das dobras maiores, designam-
se por dobras Parasitas ou satélites. Em muitos casoshá uma relação sistemática entre a simetria 
das dobras parasitas e a sua posição nas dobras maiores. Assim sendo, quando os dois sistemas de 
dobras, as de menor escala e as de maior escala, se formam conjuntamente, o sentido da assimetria 
geralmente muda de um flanco para outro dos antiformas. Nos flancos longos as dobras menores 
têm um perfil em "Z" igualmente com flancos maiores bem desenvolvidos e uma vergência 
geométrica (dada pela posição do flanco curto das dobras menores) apontando para a charneira 
antiforma (fig. 2.28). 
 
 
 
Fig. 2.28 - Dobras parasitas (Park, 1983). 
 
 
 
 
 
 
Fig. 2.29 - Superfícies envolventes (Park, 1983). 
Na zona da charneira da dobra principal as dobras menores adquirem um perfil mais 
simétrico, com forma de "M" sem flancos longo ou curto distintos. No flanco curto, por óbvia falta de 
espaço, não há grandes condições para o desenvolvimento de flancos longos bem marcados nas 
dobras menores e deste modo estas adquirem perfis com forma de 'S', embora mantenham a 
vergência para a charneira da dobra principal. 
A existência de dobras de diferentes ordens de magnitude podem produzir formas bastante 
complicadas na superfície dobrada. Estas podem ser consideravelmente simplificadas pelo uso de 
superfícies envolventes (figs. 2.29 e 2.30). Uma superfície envolvente é uma superfície desenhada 
ao longo de todas as linhas de charneira de todas as dobras. Se a superfície envolvente estiver 
igualmente dobrada, pode ser desenhada uma segunda superfície envolvente para melhorar a 
simplificação. Num sistema de dobras existem tantas superfícies envolventes quantas as ordens de 
dobramento representadas. 
 
 
Fig. 2.30 - Tipos de superfícies envolventes (a tracejado) (Vialon et al., 1976). 
2 - 17 
Sistemas de dobras harmónicas e desarmónicas 
Quando os sistemas de dobras em bancadas adjacentes se correspondem em comprimento 
de onda, simetria e forma geral os sistemas dizem-se harmónicos (fig. 2.31). 
 
 
Fig. 2.31 - Dobras harmónicas (Park, 1983). 
 
Fig. 2.33 - Desarmonia progressiva. 
 
 
 
Fig. 2.35 - Desarmonia por descolamento. 
 
 
 
Fig. 2.32 - Dobras desarmónicas (Park,1983). 
 
Fig. 2.34 - Dobras ptigmáticas. 
 
Fig. 2.36 - Desarmonia por alternância de camadas 
competentes com dobramento concêntrico e 
camadas incompetentes com dobramento similar. 
Contudo, muitas vezes, o comprimento de onda e a forma das dobras em bancadas adjacentes 
é bastante diferente, normalmente como consequência de diferentes propriedades físicas dos 
materiais que constituem as bancadas em questão ou, ainda, importantes variações na sua 
espessura. Estes sistemas de dobras dizem-se desarmónicos (figs. 2.32, 2.33, 2.34, 2.35 e 2.36). 
Sistemas conjugados e policlinais 
 
Fig. 2.37 - Dobras conjugadas e policlinais. A, kinks conjugados definindo uma estrutura simétrica; B, "Box fold" – 
dobra simétrica com 4 grupos de charneiras; C, Dobras policlinais, com superfícies axiais variáveis 
(Park,1983). 
2 - 18 
Um par de dobras assimétricas com sentidos opostos de vergência geométrica, de tal forma 
que os respectivos planos axiais inclinem um para o outro, constitui o que se designa por dobras 
conjugadas. Um tipo comum de dobra conjugada é a "box fold" ou dobra em caixa, onde os ângulos 
da dobra são de aproximadamente 90°, formando uma estrutura quase rectangular (fig. 2.37). 
Um sistema de dobras policlinais é uma estrutura complexa formada por dobras em que os 
planos axiais de dobras adjacentes têm orientações variáveis. 
 
2.6. Dobras a três dimensões 
Até aqui considerámos apenas as dobras a duas dimensões, ou seja, concentrámos a nossa 
análise sobre o seu perfil, ignorando a terceira dimensão. 
As dobras que mantêm perfis constantes são as dobras cilíndricas. Tais dobras podem, 
como vimos, ser consideradas como tendo sido geradas por uma linha recta deslocando-se 
paralelamente a si própria de tal forma que a superfície dobrada contem um sistema de linhas 
paralelas entre si e paralelas ao eixo da dobra (materialização física dessa geratriz). 
As dobras não cilíndricas são também bastante comuns. Analisaremos algumas delas. 
 
Periclinais, domas e bacias (fig. 2.38) 
O termo periclinal aplica-se usualmente apenas a dobramentos em grande escala 
(macroscópica). 
Um periclinal é uma dobra cuja amplitude decresce regularmente até zero em ambas as 
direcções, de tal modo que a dobra tem limites precisos no espaço. Os periclinais podem ser 
antiformas ou sinformas e, frequentemente, constituem apenas a parte terminal de dobras cilíndricas. 
 
 
Fig. 2.38 - Periclinais, bacias e domas. A, vista em mapa de periclinais anticlinais (A) e sinclinais (S) 
exibindo o seu padrão cartográfico típico; B e C, padrão cartográfico de bacia e doma. As 
setas indicam a direcção de inclinação das camadas (Park, 1983). 
 
Um doma é um tipo particular de anticlinal periclinal, onde a inclinação é radial ou seja, vista 
em mapa, a estrutura é aproximadamente circular. 
O equivalente sinclinal do doma é a bacia. 
 
Culminações e depressões 
 
Numa superfície dobrada exibindo dobras não cilíndricas, sejam elas periclinais ou outras 
mais complexas, os eixos das dobras são normalmente curvos e variam em comprimento. Os pontos 
de elevação máxima ao longo de eixos de antiformas formam culminações e os pontos de elevação 
mínima ao longo dos eixos de sinformas constituem depressões ou cavas. 
Muitas vezes as culminações aparecem como domas e as depressões como bacias. 
2 - 19 
Padrões de interferência e sistemas de dobras sobrepostos 
Muitos sistemas de dobras complexos são o resultado da interferência entre dois ou mais 
sistemas de dobras de geometria simples. É fácil imaginar como o dobramento de uma camada que 
já possui um sistema de dobras irá produzir uma complicada forma a três dimensões. 
Tais estruturas são facilmente identificáveis pelos padrões de afloramento que produzem. 
Estes dependem da geometria dos dois sistemas de dobras envolvidos e da relação que entre eles 
existe. Alguns padrões característicos de interferência ilustrados na fig. 2.39 são, por exemplo: 
l) formas fechadas de "domas e bacias"; 
2) formas em cogumelo ou crescente; 
3) formas em duplo "zig-zag" ou padrão "convergente-divergente". 
 
Fig. 2.39 - Dobramentos sobrepostos. A, 2ª fase de dobramento (F2) afectando dobras de 1ª fase (F1); 
B, três tipos de padrões de interferência; C, exemplo de uma estrutura de interferência (Loch 
Monar); D, a dobra de Loch Monar antes da 2ª fase de dobramento (f2). (Park, 1983). 
Em 2) e 3) é clara a ordem de sobreposição dos dobramentos uma vez que é possível 
identificar os eixos e os planos axiais das dobras de 1ª fase, dobrados pela 2ª fase. 
Um exemplo muito conhecido de um mapa com uma estrutura de interferência de 
dobramentos é o de Loch Monar, na Escócia (figs. 2.39C e D). 
Se considerarmos todas as possibilidades de interferência entre dois sistemas ondulatórios 
(de igual ou diferente comprimento de onda), encontramos de facto quatro tipos principais de padrão 
de interferência, cuja geometria a três dimensões pode ser apreciada na figura 2.40. Em cada um 
dos quatro tipos de padrão a geometria da dobra inicial (1ª fase) é a indicada por A. e é diferente 
para cada um dos quatro tipos de padrão de interferência. O padrão de deslocamento do sistema 
sobreposto (2ª fase) esta representado em B., constituindo uma grelha fixa de referência geométrica 
para todos os tipos. Os deslocamentos produzidos pela 2ª fase de dobramento são considerados em 
termos de um cisalhamento simples heterogéneo (ver capítulos 6 e 9), sendo a orientação do plano 
de cisalhamento dada por a2b2: a geometria das dobras formadas em qualquer superfície 
inicialmente perpendicular à direcção de deslocamento a2 é a indicada em B. Nestafigura, os 
diferentes diagramas C. mostram o resultado final da sobreposição do dobramento representado por 
B. na morfologia das superfícies dobradas numa fase anterior. 
2 - 20 
A forma tridimensional da estrutura final depende fundamentalmente de dois factores: 
1º) ângulo entre o plano axial das dobras de 1ª fase (na figura, Ax.P11, a ponteado) e a 
direcção de transporte a2 da 2ª fase de deformação; 
2º) ângulo entre o eixo das dobras de 1ª fase (F1, na fig. 2.45) e o eixo das dobras de 2ª fase 
(b2, na mesma figura). 
 
Fig. 2.40 - Os quatro tipos principais de formas tridimensionais de dobras resultantes da sobreposição 
de duas fases de dobramento (Ramsay & Huber, 1987). 
 
As relações mais simples entre estes elementos, que produzem os quatro tipos básicos de 
padrão de interferência, podem ser resumidas na tabela seguinte. 
2 - 21 
QUADRO 2.2 
Condições geométricas para a produção dos quatro tipos principais de padrões de 
interferência de dobras 
 
 
Ângulo entre 
Ax.P11 e a2 
± 0° 
± 90° 
± 0° ± 90° 
Tipo 1 
Tipo 2 
Tipo 0 
Tipo 3 
Ângulo entre F1 e b2 
 
É óbvio que podem existir tipos intermédios ou mistos, quando as relações angulares dos 
dois principais factores controladores da geometria de interferência não forem nem 90° nem 0°; por 
outro lado, o padrão de interferência observado a duas dimensões (em corte ou em mapa) 
dependerá do ângulo segundo o qual essa superfície bidimensional intersecta ou corta a estrutura 
tridimensional. 
 
Fig. 2.41 - Principais tipos de padrão de interferência a duas dimensões e suas variantes. Os tipos 
puros correspondem aos quatro cantos do diagrama e os restantes são tipos "mistos", 
conforme indicado no canto superior esquerdo de cada exemplo (Ramsay, 1967). 
 
Na figura 2.41 estão representadas várias destas possibilidades, segundo uma secção 
horizontal. C, A, G e I representam os casos "puros" dos Tipos 0, 1, 2 e 3, respectivamente. B, D, E, 
F e H são exemplos de tipos "mistos". 
2 - 22 
Tipo 0 – Sobreposição redundante 
Tem esta designação porque a interacção entre os dois sistemas de dobras não produz 
qualquer das características geométricas típicas da sobreposição de dobramentos, e a geometria 
tridimensional resultante é praticamente idêntica à das estruturas dobradas numa única fase de 
deformação. A forma resultante corresponde normalmente a uma mútua amplificação (fig. 2.40, Tipo 
0,C), se as dobras dos dois sistemas estiverem em fase, sendo matematicamente previsível, embora 
geologicamente improvável, que a 2ª fase de dobramento anule as dobras da fase anterior, se os 
dois sistemas não estiverem em fase e tiverem igual amplitude; podem produzir-se vários tipos de 
dobras poli-harmónicas, se as duas fases de dobramento possuírem diferentes comprimentos de 
onda. 
Tipo 1 – Padrão de Domas e Bacias. 
Devido ao baixo ângulo entre os planos axiais das dobras de 1ª fase e a direcção de 
movimento das dobras da 2ª fase (a2), o cisalhamento diferencial produzido pela segunda fase de 
deformação não deflecte grandemente aqueles planos axiais em relação à sua forma planar inicial. 
Pelo contrário, os flancos das primeiras dobras são deflectidos e desenvolvem novas dobras com 
eixos mergulhantes em direcção aos planos axiais das dobras de 1ª fase ou mergulhantes em 
sentido oposto. Embora os planos axiais da 1ª fase permaneçam planares e praticamente com a 
mesma atitude, as charneiras dessas dobras ficam fortemente onduladas, produzindo culminações e 
depressões (ou cavas). Este efeito combina-se com as culminações e depressões produzidas nas 
dobras de 2ª fase, resultantes das formas dos flancos em que se geram, para produzir domas na 
intersecção de duas culminações e bacias na intersecção de duas depressões. Daqui resulta um 
padrão em que se observa cada doma rodeado por quatro bacias e, do mesmo modo, cada bacia 
rodeada por quatro domas (fig. 2.41A). 
Convém salientar que dobras com direcções axiais variáveis, conduzindo à formação de 
domas e bacias, podem ser produzidas por vários processos diferentes, de que o acima descrito é 
um exemplo. Instabilidades gravíticas desenvolvidas em situações geológicas em que camadas de 
menor densidade se encontram abaixo de outras mais densas, induzem a ascensão vertical de 
diapiros. Como consequência da indentação produzida nas camadas superficiais da crosta formam-
se domas, frequentemente associados a sinclinais anelares que rodeiam o doma ou a bacias. Em 
qualquer dos casos, estas depressões são a compensação geométrica do diapiro ascendente. Estas 
estruturas ocorrem associadas quer à ascensão de sal, quer de material eruptivo (alguns plutões 
graníticos, por exemplo). 
Tipo 2 – Formas em crescente ou cogumelo. 
Neste tipo de padrão, os planos axiais das dobras de 1ª fase ficam fortemente dobrados (fig. 
2.40 Tipo 2, C), uma vez que o ângulo entre a direcção de movimento da 2ª fase (a2) e o plano axial 
das dobras de 1ª fase é elevado (aproximadamente perpendicular). Como o ângulo entre F1 e b2 
também é elevado, as charneiras das dobras de 1ª fase ficam bastante arqueadas, como a figura 
documenta (fig. 2.40, idem). Este arqueamento produz culminações e depressões idênticas às 
formas de doma e bacia, com a diferença destas se encontrarem tombadas no sentido do 
tombamento das dobras de 1ª fase. O padrão. bidimensional resultante depende do nível a que a 
estrutura tridimensional for seccionada, podendo exibir o aspecto representado na gravura E da 
figura 2.41, se a secção corresponder a um nível elevado (mais superficial) na estrutura, ou o 
aspecto representado na gravura G, o mais típico, correspondente a um plano de corte mais 
profundo. Destas formas, idênticas às de um cogumelo ou a crescentes dispostos alternadamente, 
resulta o nome porque é conhecido este padrão de interferência. 
Estas estruturas são frequentes em regiões onde grandes mantos de dobras deitadas foram 
redobrados. 
Tipo 3 – Padrão convergente-divergente, ou em "duplo zig-zag". 
As dobras com esta morfologia resultam do facto de a direcção de movimento diferencial da 
2ª fase (a2) fazer um ângulo muito aberto com os planos axiais das dobras de 1ª fase, como 
acontecia nas dobras de Tipo 2 descritas anteriormente. Simplesmente, neste caso, as direcções dos 
eixos dos dois dobramentos (F1 e b2, respectivamente) são praticamente coincidentes. Isto significa 
que, embora os planos axiais das primeiras dobras sejam dobrados pelo segundo dobramento, os 
eixos das dobras de 1ª fase não vão ser afectados (fig. 2.40, Tipo 3. C). Mais ainda, os eixos das 
dobras das duas fases tendem a ser subparalelos. Tipicamente, o padrão de interferência a duas 
dimensões a que correspondem estas formas é o representado na gravura 1 da figura 2.41. 
2 - 23 
2.7. Relações entre falhas, dobras e cisalhamentos dúcteis 
Como vimos, as falhas são o produto da deformação frágil enquanto as dobras se formam 
por lentas e continuadas modificações dos materiais geológicos, sob condições de deformação dúctil. 
Contudo, os dois tipos de processos não estão completamente separados, como teremos 
oportunidade de verificar quando analisarmos o comportamento físico das rochas à deformação. Por 
exemplo, sob certas condições, o dobramento pode conduzir à fracturação como processo de 
deformação (fig. 2.42). 
Mais ainda, camadas de material mais rígido (competentes) interestratificadas com camadas 
de material menos rígido (incompetentes), podem apresentar fracturas enquanto as camadas menos 
rígidas exibem apenas dobramento dúctil. 
As rochas tornam-se mais dúcteis em níveis mais profundos da crosta e, uma superfície 
frágil – uma falha – à superfície, pode passar em profundidade (˜ a 10 - 20 km) a uma estrutura onde 
o deslocamento entre os dois blocos falhados se faz por um tipo de estrutura dúctil chamada zona de 
cisalhamento