FALHAS DE EMPURRÃO

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Fabio Vito Pentagna Paciullo FALHAS DE EMPURRÃO 
FALHAS DE EMPURRÃO 
 
 Falhas de empurrão ou cavalgamento (thrust fault) e falhas reversas (reverse fault) são 
falhas de rejeito de mergulho (dip-slip) nas quais a capa subiu e lapa desceu (Fig. 1). Falhas de 
empurrão têm ângulo de mergulho < 45˚, enquanto que falhas reversas mergulham mais que 45˚. 
 
I – CARACTERÍSTICAS PRINCIPAIS 
 
Colocar rochas mais antigas sobre outras mais novas, colocar rochas de alto grau 
metamórfico sobre outras de grau metamórfico menor (metamorfismo invertido) e a 
duplificação da espessura estratigráfica pela repetição das unidades litológicas são feições 
características de falhas de empurrão. Nos planos de falha, as rochas são intensamente 
deformadas gerando rochas típicas de falha: brechas e cataclasitos, quando estabelecida acima da 
zona de transição dúctil-ruptil e, milonitos quando estabelecida abaixo da zona de transição, onde a 
deformação é dúctil. Entretanto, como são estruturas associadas a esforços compressivos 
orogênicos, ou seja, em ambientes tectônicos que envolvem deformação e metamorfismo 
concomitantemente, muitas vezes o timing entre os dois é tal que o metamorfismo, ao gerar 
recristalização e recuperação dos grãos minerais, pode apagar as evidências de cisalhamento dúctil- 
ruptil nestas rochas. Assim, na ausência de rochas de falha (brecha, milonitos, etc.), a maioria das 
falhas de empurrão são reconhecidas pela repetição da sucessão estratigráfica e pelo metamorfismo 
invertido. Em mapas, os traços dos planos de falhas (PF) de empurrão têm o mesmo padrão de 
afloramento de camadas: se o PF for horizontal, segue os traços das curvas de nível; se 
inclinado, segue a regra dos V’s. Como têm baixo ângulo de mergulho, seus traços na 
superfície produzem acentuadas regras dos V’s, estendendo-se por kilometros (Fig. 1B). 
 
 
Figura 1 – Geometria e expressão topográfica de falha de empurrão em diferentes escalas. A – falha 
de empurrão cortando camadas de calcário, Província Valley and Ridge, Montanhas Apalaches, 
USA; B – Falha de empurrão Keystone, sul de Nevada, USA. Extraído de Twiss, R.J. & Moores, 
E.M. (1992), Structural Geology, fig. 6.1, pg. 97. 
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II – ELEMENTOS, FORMAS E DESLOCAMENTO 
 
Como na maioria das falhas não se pode determinar qual bloco se moveu, e sim o 
movimento relativo entre eles, nas falhas de empurrão acontece op mesmo. Por serem falhas de 
baixo ângulo, o deslocamento da capa pode ser de grande extensão, até kilométrica, de modo que o 
bloco da capa tem um movimento aparente muito maior que o da lapa (overthrust). Assim, 
sucessões estratigráficas bastante deslocadas são denominadas de alóctones (allochthonous); as 
não deslocadas são denominadas de autóctone (autochthonous) e para as pouco deslocadas de 
parautóctones (parautochthonous). O empilhamento litológico carregado pela falha de empurrão é 
denominado de lasca tectônica (thrust sheet). Se mover por mais de 10 km, usa-se a denominação 
francesa de nappe. Falhas de empurrão afloram da mesma maneira que camadas inclinadas, ou seja, 
têm linhas de strike, regra dos V’s e também apresentam outliers e inliers que neste caso são 
chamados de klippe e janela estrutural (window). Uma klippe é um fragmento isolado de uma falha 
de empurrão, rodeado por rochas da lasca tectônica inferior. Uma janela estrutural (window) é o 
oposto, ou seja, um buraco com rochas da lasca tectônica inferior rodeadas por rochas da lasca 
tectônica superior (Fig. 2). 
 
 
 
Figura 2 – Bloco diagrama ilustrando falha de empurrão (thrust fault), lasca tectônica (thrust sheet), 
janela estrutural (window ou fenster), klippe, bloco alóctone (allochthon), bloco autóctone 
(autochthon) e símbolos convencionais para falhas de empurrão com dentes no bloco da capa (que 
subiu). O deslocamento mínimo da falha é dado pela sinuosidade do traço do plano de falha na 
superfície (A) e pela distancia medida entre a parte de trás da janela estrutural até a frente da klippe 
(B). Extraído de Twiss, R.J. & Moores, E.M. (1992), Structural Geology, fig. 6.4, pg. 99. 
 
 
Os empurrões são também falhas lístricas ou até mesmo falhas de descolamento (detachment 
ou décollement) à medida que se tornam subhorizontais em profundidade. Conforme são 
estabelecidos abaixo ou acima da zona de transição dúctil-rúptil, as falhas de empurrão têm formas 
e comportamentos diferentes dependendo da deformação ser mais dúctil ou mais rúptil. Assim, nos 
ambientes tectônicos de deformação dúctil e dúctil-rúptil predominam lascas tectônicas e/ou nappes 
com dobramento assimétrico associado – tipo de deformação também chamada de tectônica de 
pele grossa ou endodérmica (thick-skinned tectonics). Nos ambientes de deformação rúptil, 
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predominam lascas tectônicas com geometria de rampa e piso – tipo de deformação também 
chamada de tectônica de pele fina ou epidérmica (thin-skinned tectonics) (Fig.3). 
 
 
 
 
Figura 3 – Formas de falhas de empurrão 
conforme sua profundidade na crosta. Lasca 
tectônica com geometria de rampa e piso na 
superfície transforma-se em lasca tectônica 
com dobramento assimétrico associado em 
profundidade (abaixo da zona de transição 
dúctil-ruptil). b.s.z. – zona de cisalhamento 
ruptil; b/d.s.z. – zona de cisalhamento dúctil-
ruptil; d.s.z. – zona de cisalhamento dúctil. 
Extraído de Ramsay, J.G. & Huber, M.I. 
(1987), The Techniques of Modern Structural 
Geology, fig.26.30, pg. 616. 
 
 Tridimensionalmente, falhas de empurrão possuem diferentes seções como rampas 
frontais, laterais e oblíquas (ver Figs. 4 e 5). Nas rampas frontais o deslocamento é do tipo 
rejeito de mergulho (dip-slip) reverso e nas demais é obliquo. As lascas tectônicas se deformam 
conforme ocorre o seu deslocamento devido a irregularidades nos planos de falha, gerando dobras 
nas capas – dobras de rampas (ramp folds). Em rampas frontais, onde o ângulo de mergulho da 
falha é alto, a deformação produz anticlinal/antiformal de rampa (ramp anticline/antiform) (ver 
Fig. 8, adiante). Nas rampas obliquas, se o deslocamento é contra a rampa (rampa acima) forma-se 
anticlinais (Fig. 6A e B); afastando-se da rampa (rampa abaixo), forma-se sinclinais (Fig. 6A e C). 
 
 
 
 Figura 4 – Geometria de rampas de falha. 
Qualquer um dos diagramas pode ser 
orientado arbitrariamente e, portanto, pode ser 
aplicado a qualquer tipo de falha. A – forma 
esquemática de um plano de falha; B – rampa 
frontal extensional ou inflexão. As setas 
tracejadas indicam que o material tende a ser 
puxado para fora da rampa; C – rampa frontal 
contracional ou empurrão. As setas tracejadas 
indicam que o material tende a ser empurrado 
contra a rampa. Extraído de Twiss, R.J. & 
Moores, E.M. (1992), Structural Geology, fig. 
4.25, pg. 68. 
 
 
 
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Figura 5 - Estruturas de falhas de empurrão de baixo ângulo. A – Mapa do empurrão Lewis, 
próximo da fronteira Canadá-USA, entre Alberta e Montana (ver seção marcada na fig. XX). A 
natureza irregular do traço do empurrão no mapa é um reflexo da interação entre topografia e 
superfície de falha com ângulo de mergulho baixo (p.ex: camadas horizontais seguem as curvas de 
nível). Notar o klippe Chief Mountain perto da borda e as janelas estruturais Cate Creek e Haig 
Brook próximo ao Passo North Kootenay. B – Bloco diagrama esquemático mostrando a geometria 
da superfície do empurrão Lewis. Notar, em particular, a rampa frontal que leva a falha para a 
superfície,a rampa lateral próximo ao Passo Marias, e a rampa obliqua próximo ao Passo North 
Kootenay. C – Mapa do empurrão Mountain Pine na porção sul da Província Valley and Ridge, 
Apalaches (ver localização na fig. XX). Falhas de rasgamento marcam as terminações nordeste e 
sudoeste da lasca tectônica Mountain Pine. D – Bloco diagrama esquemático mostrando a geometria 
da supefície do empurrão Mountain Pine. As falhas de rasgamento limitam a rampa frontal nas suas 
extremidades. Extraído de Twiss, R.J. & Moores, E.M. (1992), Structural Geology, fig. 6.7, pg. 
101. 
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Figura 6 – Efeitos do deslocamento obliquo em rampas laterais.Os desenhos à esquerda de cada par 
de figuras são blocos diagramas; os desenhos à direita são seções verticais mostradas nas faces 
direitas dos blocos. A – Geometria da superfície da falha de empurrão e da rampa lateral, removido 
a capa da falha. As setas no bloco diagrama mostram as direções de deslocamento que geram as 
dobras de rampa mostradas em B e C. B – Anticlinal na capa produzido por deslizamento obliquo 
contra (para cima) a rampa lateral. C – Sinclinal na capa produzido pelo deslizamento obliquo para 
fora (para baixo) da rampa lateral. Extraído de Twiss, R.J. & Moores, E.M. (1992), Structural 
Geology, fig. 6.8, pg. 102. 
 
• Tectônica epidérmica (thin-skinned tectonics) 
 
O nome em inglês quer dizer tectônica de pele fina em alusão a um ambiente estrutural no qual 
predomina cisalhamento simples tangencial à crosta continental. Falhas de empurrão de baixo 
ângulo com superfícies de geometria piso-rampa-piso são estruturas comuns neste tipo de 
tectônica. São falhas geradas na região acima da zona de transição dúctil-rúptil sendo mais 
presentes quando atravessam rochas estratificadas com camadas de competências contrastantes. O 
plano de falha corta a estratigrafia em degraus seguindo alternadamente planos de acamamento 
horizontais (piso) ou camadas incompetentes (mais fácies de deformarem como p. ex: folhelhos e 
evaporitos) e depois cortando camadas competentes na direção do deslizamento formando uma 
rampa frontal (Fig. 7). Rampas laterais quando muito inclinadas, tornam-se falhas de rejeito 
direcional (strike-slip), sendo então chamadas de falhas de rasgamento e falhas de transferência 
(ver capítulo “Falhas de Rejeito Direcional”). A movimentação da falha causa deformação na lasca 
tectônica, gerando dobramento do seu pacote estratigráfico (Figs. 3 e 7). 
 
 
Figura 7 – Geometria de falhas de empurrão 
do tipo rampa-piso. Extraído de Ramsay, J.G. 
& Huber, M.I. (1987), The Techniques of 
Modern Structural Geology, fig. 23. 24, pg. 
518 . 
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Modelo com formação de dobras na capa (lapa inerte) 
 
Suppe & Namson (1979) e Suppe (1983), desenvolveram um modelo de dobramento para 
falhas de empurrão com superfícies deste tipo no qual a lapa da falha de empurrão é considerada 
completamente inerte e permanece não deformada, enquanto a capa se move (overthrust). Neste 
modelo particular as dobras são nucleadas a partir de dois pares de kink band conjugados 
desenvolvidos nas extremidades da rampa (L e M; N e O), com planos axiais bisectando os flancos 
a ângulos que dependem das mudanças do ângulo de mergulho dos setores da rampa e do piso (Fig. 
8). Esta geometria conserva a área de seções geológicas (e, portanto, volume de rochas em 3D) e 
comprimento e espessura de todas as camadas envolvidas no dobramento (Ramsay & Huber 1987). 
Por causa da geometria das dobras (kink band), as rochas são dobradas de mesma maneira desde a 
base até o topo da lasca tectônica. Assim que a lasca tectônica passa da rampa para o piso superior 
(e do piso inferior para a rampa), formam-se sinformais e antiformais conjugados sob suas junções 
(Fig. 8). Uma vez formado o sinformal L, seu plano axial permanece fixado em relação às rochas 
que o atravessam e, com a continuação do cavalgamento, a dobra inteira é transportada 
passivamente junto com a lasca tectônica (L, L’, L”, Fig. 8A, B e C). O antiforme M também é 
gerado na junção rampa-piso superior e sua posição é inicialmente (e durante os primeiros estágios 
do cavalgamento) fixada por esta mudança no mergulho da falha (rampa inclinada para piso 
subhorizontal. Fig. 8A). Conforme a lasca tectônica avança, as camadas passam progressivamente 
através da superfície axial M’ para formarem o flanco mais inclinado do antiformal de rampa (ramp 
anticline). As rochas entre L’ e M’ sofrem cisalhamento simples paralelo ao acamamento 
(dobramento flexural), adquirindo um strain interno (Fig. 8B). Num estágio mais à frente, as rochas 
orientadas horizontalmente que estavam situadas acima do piso inferior (lado direito da fig. 8) 
passam por sobre a rampa e acomodam-se no piso superior (Fig. 8C). Quando isto ocorre pela 
primeira vez, o plano axial torna-se fixado à lasca tectônica e transladado junto com ela (M”), 
estabilizando o tamanho do flanco (distancia entre L” e M”) do antiformal de rampa. No extremo 
inferior da rampa, o antiformal N, nucleado quando o material do piso da capa se move por sobre a 
rampa mais inclinada, é primeiro fixado à massa da lasca tectônica e depois transportado ao longo 
da rampa (N’). Quando alcança o topo da rampa sua posição em relação à superfície da falha torna-
se fixa, enquanto as rochas da lasca tectônica migram através dele. No lado direito do traço da 
dobra (N”) as rochas são internamente deformadas por um strain de cisalhamento simples positivo 
paralelo ao acamamento, mas ao passar pelo plano axial elas estão sem strain (não deformadas). 
Finalmente, o sinformal O também tem uma história simples e única comparada com as outras 
dobras. Estará sempre espacialmente fixada na junção piso inferior-rampa e, conforme a lasca 
tectônica se move, as rochas passam através do plano axial vindo de um estado não deformado ou 
sem strain para uma deformação por cisalhamento simples positivo. 
 
 
 
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Figura 8 - Modelo de Suppe (1983). Mudanças progressivas na geometria de uma lasca tectônica 
sobre uma falha de empurrão com superfície piso-rampa-piso e com deslocamento somente da capa 
(overthrust – lapa inerte). A, B e C ilustram as sucessivas modificações da lasca tectônica conforme 
seu deslocamento. Extraído de Ramsay, J.G. & Huber, M.I. (1987), The Techniques of Modern 
Structural Geology, fig. 23.30, pg. 522. 
 
Modelo com formação de dobras na lapa 
 
Embora o modelo de Suppe (1983) considere a lapa inerte, na natureza muitas dobras são 
também encontradas na região abaixo das falhas de empurrão. Estas dobras podem se desenvolver 
pela formação de novos empurrões rampa-piso pela sua propagação através de camadas 
incompetentes ou pelo desenvolvimento de sistemas independentes de empurrões com geometria 
rampa-piso em camadas abaixo do plano de empurrão da Fig. 8. Outra possibilidade para a 
formação de dobras na lapa é o desenvolvimento, na fase inicial, de uma zona de strain por 
cisalhamento simples dúctil ao longo da base ou em ambos os lados da falha de empurrão.Tal 
cisalhamento irá gerar na lapa sinformais localizados logo abaixo dos setores de rampa, e a inversão 
ou empinamento das camadas nas porções inferiores do antiformal de rampa da capa (Fig.9A). Mais 
uma outra possibilidade de formação de dobras tanto na capa quanto na lapa seria o 
desenvolvimento de falhas de empurrão após uma certa quantidade de flambagem (dobramento) das 
camadas competentes e incompetentes (p.ex: monoclinal. Fig. 9B). Falhas de empurrão com 
deslocamentos maiores que 10 km têm superfícies subplanares ou emforma de colher. Rochas 
originadas pela abrasão mecânica das paredes da falha como gouge, brecha, cataclasito e milonito 
ocorrem e servem para localizar e caracterizar superfícies de empurrão. Entretanto, recristalização 
metamórfica pode mascarar a presença destas rochas se o cavalgamento é acompanhado por 
metamorfismo tardio. Neste caso, a repetição da sucessão estratigráfica e o metamorfismo invertido 
são indicativos para cavalgamentos. Durante o transporte de nappes, particularmente se o 
deslocamento for considerável, suas porções superiores podem deslizar mais que as porções 
inferiores de tal maneira que toda a nappe experimenta deformação por cisalhamento simples. Este 
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cisalhamento origina encurtamento em camadas dispostas obliquamente em relação à superfície de 
empurrão e, conseqüentemente, terão a tendência de formar dobras nas camadas mais competentes 
(Figs. 9C, 10 e 11). 
 
 
Figura 9 – Dobras associadas a empurrões. A – Desenvolvimento de dobras na lapa como resultado 
de cisalhamento simples dúctil em uma zona (pontilhado) ao longo do empurrão. B – 
Desenvolvimento de estrutura rampa-piso em rochas previamente dobradas. C – Dobras 
desenvolvidas pela atuação de cisalhamento simples em uma lasca tectônica sendo transportada. 
Extraído de Ramsay, J.G. & Huber, M.I. (1987), The Techniques of Modern Structural Geology, 
fig. 23.33, pg. 525. 
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Figura 10 – Aparência da porção frontal da nappe Morcles, Alpes Helvéticos, Suíça. Extraído de 
Ramsay, J.G. & Huber, M.I. (1987), The Techniques of Modern Structural Geology, fig. 18.15, pg. 
377. 
 
 
 
 
Figura 11 – Modelos para estimar feições 
geométricas da porção frontal da nappe 
Morcles. B representa porção frontal das lasca 
tectônica e C mostra como uma camada 
competente (banda preta) experimenta 
posterior encurtamento e dobramento com um 
strain de cisalhamento simples superposto. D 
mostra os efeitos na forma das dobras onde o 
cisalhamento simples superposto é 
heterogêneo e particularmente forte ao longo 
dos contatos superior e inferior da nappe. 
Extraído de Ramsay, J.G. & Huber, M.I. 
(1987), The Techniques of Modern Structural 
Geology, fig. 18.16, pg. 378. 
 
 
 
 
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Lascas tectônicas e nappes freqüentemente orientam-se subparalelamente de tal maneira que 
desenvolvem uma geometria na qual empilham-se umas às outras, separadas por falhas de 
empurrão. Em geral, denomina-se a falha de empurrão e a lasca tectônica/nappe com o mesmo 
nome: empurrão Lewis; lasca tectônica/nappe Lewis (ver fig. 5). Sistemas de empurrão constituídos 
por várias nappes e/ou lascas tectônicas empilhadas são muitas vezes ligadas por baixo por uma 
falha principal denominada de empurrão basal (sole thrust – empurrão de sola ou floor thrust - 
empurrão de chão), como também podem estar ligados por cima por um empurrão de teto (roof 
thrust). Um empurrão basal (floor thrust) é geralmente controlado por uma litologia incompetente 
particular que permite um descolamento da porção superior. Isto no caso de um décollement. No 
caso de um detachment, a falha de empurrão atravessa litologias de diferentes competências 
podendo gerar geometria piso-rampa-piso. Em geral, uma série de falhas reversas chanfradas 
ramifica-se a partir da falha principal basal formando uma estrutura em leque de falhas chanfradas 
(splay fault fan structure) que é denominada de imbricação (imbricate) ou estrutura schuppen 
(Ramsay & Huber 1987. Fig. 12). A imbricação pode ser classificada conforme a posição da falha 
que tiver o deslocamento máximo: se for na falha frontal, denomina-se de leque imbricado frontal 
(leading imbricate fan. Fig. 12A); se for na falha mais interna do leque, denomina-se de leque 
imbricado de retaguarda (trailing imbricate fan. Fig. 12B). Falhas imbricadas individuais podem 
se curvar assintóticamente na direção de um empurrão de teto (roof fault) de tal maneira que as 
zonas imbricadas estarão completamente envolvidas por um empurrão basal e um empurrão de teto. 
Tal geometria é denominada de duplex, em referência à designação dada aos apartamentos de dois 
andares característicos deste tipo (Figs. 12 C). Num duplex, cada unidade imbricada individual é 
denominada de cavalo (horse) – forma lenticular e completamente envolvido por falhas por todos 
os lados (Fig. 13). 
 
 
 
 
 
Figura 12 – Tipos de leques imbricados e horses. Um horizonte estratigráfico é mostrado 
esquematicamente por linhas tracejadas. A – leque imbricado frontal. B – leque imbricado de 
retaguarda. C – estrutura duplex com falha basal, falha de teto e horse. Extraído de Ramsay, J.G. & 
Huber, M.I. (1987), The Techniques of Modern Structural Geology, fig. 23.34, pg. 526. 
 
 
 
 
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Figura 13 – Representação tridimensional de falhas. A – Mapa geológico das ramificações de falhas 
de empurrão imbricadas conectadas por falhas chanfradas (splay faults), as quais, isolam horses. B 
– Seção geológica ao longo de XX’ através do sistema de falhas em A. C – Esquema em 3D da 
geometria do sistema de falhas em A e B. Extraído de Twiss, R.J. & Moores, E.M. (1992), 
Structural Geology, fig. 4.24, pg. 68. 
 
• Modelo de formação de duplex 
 
Uma estrutura duplex parece se formar a partir do desenvolvimento seqüencial de sucessivos 
blocos de falhas na lapa abaixo de uma lasca tectônica. As Figs. 14 e 15 representam o modelo de 
formação de duplex sugerido por Boyle & Elliott (1982), como descrito em Ramsay & Huber 
(1987) e Twiss & Moores (1992). Nos estágios iniciais, uma lasca tectônica com deslizamento total 
S0 mostra uma geometria do tipo piso-rampa-piso controlada por níveis estratigráficos de litologias 
com diferentes competências. Na base da rampa da lapa, a falha propaga-se pelo piso inferior ao 
longo de horizontes guia (camadas incompetentes) gerando um novo piso com uma rampa frontal 
conectando com o empurrão principal (Fig. 14A). O pequeno horse assim formado torna-se 
transportado para frente por uma quantidade S1 e assim fazendo, dobram o empurrão principal 
gerando um antiformal de rampa (Fig. 8). Este horse torna-se inativo e o movimento de 
deslizamento prossegue ao longo do horizonte guia inferior a partir do ponto P1. Um novo horse 
desenvolve-se trazendo consigo o anterior, sobrepondo-se ao empurrão basal (floor thrust) por uma 
quantidade S2 e, de novo, gerando outro antiformal de rampa que levanta o empurrão principal. A 
estrutura normalmente desenvolve-se por sucessivas ativações de unidades de horses na parte 
frontal da estrutura imbricada que está se formando. Ocasionalmente, reativações de unidades mais 
internas podem desenvolver os chamados empurrões fora de seqüência (out of sequence thrusts) 
(Ramsay & Huber 1987). 
Duplex exibe uma variedade de formas dependendo da quantidade de deslocamento dos horses 
individualmente. Onde o deslocamento é pequeno, eles mergulham predominantemente para o 
interior da faixa dobrada ou hinterland e formam uma zona onde a espessura entre a falha do teto 
e da base é aproximadamente constante (Fig. 14A). Com deslocamentos maiores, eles formam um 
empilhamento de antiformais sobre o qual o empurrão de teto se curva através de um antiformal 
(Fig. 14B). Com deslocamentos ainda maiores, eles mergulham predominantemente para o antepaís 
ou foreland e, de novo, formando uma zona de mesma espessura entre a falha de teto e a de base 
(Fig. 14C). 
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Figura 14 – Formação e tipos de estrutura duplex. Extraído de Ramsay, J.G. & Huber, M.I. (1987), 
The Techniques of Modern Structural Geology, fig. 23.35, pg. 526. 
 
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Figura 15 – Modelo de formação de estrutura duplex em A, B, C e D, nos diagramas acima. Abaixo, 
seções geológicas de estrutura duplex próximo ao campo Waterton, na lasca tectônica Lewis, 
próximo à fronteira Canadá-USA (ver localização na fig. 5A): A – seção geológica geral mostrando 
que o empurrão Lewis é a falha basal (floor fault) do duplex, onde rochas Pré-cambrianas estão 
empurradas sobre rochas Cretáceas. O empurrão Crandell Mount é o empurrão de teto (roof fault). 
B – Seção geológica balanceada restaurando o duplex de A para sua configuração original. Extraído 
de Twiss, R.J. & Moores, E.M. (1992), Structural Geology, fig. 6.15, pg. 106. 
 
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• Tectônica endodérmica (thick-skinned tectonics) 
 
O nome em inglês significa tectônica de pele grossa em alusão à deformação compressiva que 
ocorre abaixo da zona de transição dúctil-rúptil (profundidades maiores que 10-15 km 
aproximadamente). Trata-se das zonas mais internas (e profundas) de faixas orogênicas onde a 
deformação é predominantemente por cisalhamento simples dúctil e o metamorfismo tende a ser de 
fácies metamórfica mais alta (xisto verde superior a granulito). Esta combinação gera dobras 
assimétricas de grandes dimensões. Com a continuidade da deformação, as dobras assimétricas têm 
seus flancos revirados tão esticados que acabam se rompendo e deslizando sobre uma superfície de 
empurrão, gerando estrutura de empurrão e dobras associadas (ver Fig. 17C). Neste tipo de 
tectônica de cavalgamento predominam empurrões com a superfície da falha principal cortando as 
litologias, independentemente dos seus contrastes de competência (falhas detachment). Possuem 
forma de colher gerando na superfície sinuosidades e traços curvos (ver item “sistemas de 
empurrões”), e suas rochas de falha são básicamente milonitos nos quais recristalização 
metamórfica é parte do processo de deformação. 
De modo geral, a tectônica endodérmica produz estruturas empurrão-dobras 
assimétricas associadas, suas rochas de falha são milonitos e o ambiente metamórfico é de 
fácies metamórfica média para alta (xisto verde superior-granulito). A tectônica epidérmica, 
atuante nas regiões acima da zona de transição dúctil-rúptil, produz empurrões com 
geometria rampa-piso onde existe contrastes de competência na litoestratigrafia, as rochas de 
falha são cataclasitos e brechas de falha e o metamorfismo é de fácies metamórfica mais baixa 
(anquimetamorfismo - xisto verde). 
 
III – AMBIENTES ESTRUTURAIS DE FALHAS DE EMPURRÃO 
 
 Falhas de empurrão ocorrem como falhas locais, como conjunto de falhas subsidiarias de 
estruturas maiores e como grandes sistemas de cavalgamento envolvendo múltiplos empurrões que 
extendem-se por kilometros e constroem grandes cadeias montanhosas (Twiss & Moores 1992). 
 
• Falhas de empurrão locais 
 
Ocorrem em qualquer ambiente compressivo ou convergente com rochas comportando-se de 
modo quebradiço (brittlely): 
- Como falhas marginais em estruturas diapíricas envolvendo rochas de menor densidade 
movendo-se para cima dentro de rochas mais densas (Fig. 16). 
 
 
Figura 16 – Falhas de empurrão periféricas produzidas por intrusões diapíricas. Falhas normais na 
área central acomodam extensão associada com levantamentos. A – mapa esquemáticos. B - seção 
esquemática. Extraído de Twiss, R.J. & Moores, E.M. (1992), Structural Geology, fig. 6.9, pg. 102. 
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- Como falhas de empurrão locais de zonas de transpressão (ver capítulo “Falhas 
Transcorrentes”). 
 
• Falhas de empurrão com dobras associadas 
 
Falhas de empurrão e dobras estão intimamente associadas, e de quatro maneiras (Fig. 17): 
1. Conforme a dobra se desenvolve, elas alcançam um estágio no qual não podem 
mais rotacionar seus flancos. A continuação do encurtamento faz desenvolver uma 
falha de empurrão que geralmente corta o flanco mais íngrime ou revirado da dobra 
(Fig. 17A). 
2. Dobras podem se desenvolver a partir de um empurrão para acomodar a 
deformação acima da linha de terminação da falha (tip line). São as dobras 
propagadas por falhas (fault-propagation folds). Com o aumento do 
deslocamento no empurrão a linha de terminação se propaga através das camadas e 
corta o flanco íngrime da dobra (Fig. 17B). 
3. Dobras podem se desenvolver um flanco com mergulho ìngrime ou revirado que se 
torna progressivamente cisalhado e afinado até que, de fato, torne-se uma falha de 
empurrão dúctil (Fig. 17C). 
4. Em falhas de empurrão com geometria piso-rampa-piso. 
 
 
 
 
Figura 17 – Seções esquemáticas ilustrando as relações entre dobras e falhas de empurrão. A – 
falha de empurrão ramificada a partir de um decóllement, cortando a flanco que mergulha para o 
antepaís de uma dobra que não consegue mais rotacionar seus flancos com aumento do 
encurtamento. B – formas de dobra em associação com a propagação de uma falha de empurrão. C 
– formação de uma dobra por cisalhamento dúctil com rompimento do flanco íngrime ou invertido, 
transformando-se numa falha de empurrão dúctil. Extraído de Twiss, R.J. & Moores, E.M. (1992), 
Structural Geology, fig. 6.10, pg. 103. 
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• Sistemas de empurrões 
 
Sistemas de falhas de empurrão constituem os denominados cinturões (ou faixas) de 
empurrões e dobras associadas de antepaís (foreland fold-and-thrust belt) os quais marcam as 
margens de grandes faixas orogênicas ou o foreland. As regiões não afetadas por esta orogênese 
(deformação + metamorfismo colisionais) são chamadas de crátons. As regiões interiores das 
faixas móveis são denominadas de hinterland (Figs. 18 e 19). Estas faixas orogênicas consistem em 
um conjunto de falhas de empurrão lístricas de baixo ângulo com mesma atitude geral. 
 
 
 
 
 
 
Figura 18 – Nomenclatura utilizada na descrição de falhas de empurrão, sistemas e estruturas 
associadas. Extraído da Internet – www.google.com – thrust fault – imagem. 
 
Vistos em mapas, fotografias aéreas e imagens de satélites, os sistemas de empurrão de 
antepaís consiste de num conjunto de dobras e empurrões mais ou menos paralelos que se estendem 
por dezenas a centenas de kilometros (Fig. 19). Sistemas de empurrões com traços curvos são 
descritos em termos de seus relacionamentos com as direções de movimento relativo das falhas de 
empurrão: saliência ou virgação quando as falhas e dobras formam um cinturão curvo convexo na 
direção do antepaís (curvatura aponta para o foreland); reentrância ou sintaxis quando as falhas e 
dobras formam um cinturão curvo côncavo na direção do antepaís (curvatura aponta para o interior 
da faixa dobrada ou hinterland) (Fig. 18). Sistemas de empurrão também mostram diferenças em 
elevação ao longo do strike. Áreas relativamente altas ou culminações estão, em geral, presentes ao 
longo de saliências ou virgações. Áreas relativamente baixas ou depressões acompanham 
reentrâncias ou sintaxis (Twiss & Moores 1992). 
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Figura 19 – Sistemas de empurrão regionais mostrando o antepaís (foreland), o interiorda faixa 
dobrada (hinterland), saliência ou virgação e reentrância ou sintaxis relativos à direção do 
movimento tectônico de cada faixa de empurrão e dobras associadas. Dentes nos blocos cavalgantes 
ou capa. A – Mapa geral do Sistema Apalaches, USA. Linhas cheias são charneiras de dobras; 
linhas com dentes são traços de falhas de empurrão. B – Mapa geral da Cordilheira Canadense. C – 
Mapa geral do Himalaia. Extraído de Twiss, R.J. & Moores, E.M. (1992), Structural Geology, fig. 
6.11, pg. 104. 
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• Geometria e cinemática de sistemas de empurrão no interior de faixas orogênicas 
 
 Em modelos completos de sistemas de empurrões considera-se o que acontece com a falha 
basal (sole ou floor fault) abaixo do hinterland (região atrás do sistema de empurrão) Três modelos 
são considerados (Twiss & Moores 1992). 
 No primeiro modelo, uma falha basal (sole fault) pode retornar em algum lugar na superfície 
de tal modo que o encurtamento ao longo de falhas de empurrão lístricas em uma área da crosta é 
balanceado por extensão ao longo de um sistema de falhas normais lístricas em outra região (Figs. 
20 e 21). Este modelo é derivado das estruturas que ocorrem na Costa do Golfo onde falhas normais 
lístricas da plataforma continental parecem conectar-se a falhas de empurrão lístricas na região do 
talude, na zona de transição entre crosta continental e oceânica (Fig. 21). Neste modelo, a escala do 
deslocamento é pequena comparado com as faixas empurrão-dobras de antepaís, as quais por sua 
vez nunca estão associadas a falhas extensionais como as do modelo. 
 
 
Figura 20 – Modelos hipotéticos e esquemáticos, porém, geometricamente completos, para 
cinturões de empurrão-dobras associadas. A – Par de cinturões de empurrão-dobras associadas com 
um terreno extensional. B – modelo com zona de raiz. C – modelo com subducção. Extraído de 
Twiss, R.J. & Moores, E.M. (1992), Structural Geology, fig. 6.19, pg. 109. 
 
 
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Figura 21 – Província de falhas normais na área da Costa do Golfo. A – mapa da região da Costa do 
Golfo mostrando falhas normais maiores e estruturas de sal (preto). Os principais depósitos de sal 
ocorrem ao sul da linha que marca o limite updip do sal Louann, numa área intimamente associada 
com falhamento normal. A área cinza marca a plataforma continental a uma profundidade de 200 
metros. B – Seção geológica A-A’ atravessando a plataforma continental do SW do Texas. A maior 
parte da área é considerada como tendo camadas de sal por baixo, não mostradas por falta de 
resoluções sísmicas. Notar falhas de crescimento, além de estruturas de sal à direita da seção. Sem 
exagero vertical. C – seção geológica interpretativa da Costa do Golfo a partir de Alto de Llano ao 
NW para a planície abissal do Golfo ao SE (B-B’). Sal de idade Jurássico é interpretado como 
ocorrendo abaixo das estruturas rasas (falhas normais) e formando uma grande zona de 
descolamento (detachment), embora a estrutura não seja conhecida. Notar a nappe de sal atrás do 
escarpamento Sigbee e o cinturão de dobramento Perdido, abaixo. Exagero vertical 5x. Extraído de 
Twiss, R.J. & Moores, E.M. (1992), Structural Geology, fig. 5.14, pg. 86. 
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 O segundo modelo é, na verdade, o modelo estrutural para muitas faixas móveis colisionais 
no qual tem-se um cinturão de empurrão-dobras associadas com geometria rampa-piso no antepaís 
(tectônica epidérmica), em baixo grau metamórfico, passando para um cinturão de empurrão-dobras 
associadas dúctil (tectônica endodérmica), em alto grau de metamorfismo nas zonas internas da 
faixa orogênica. Neste modelo, as regiões de maior deformação dúctil são consideradas como as 
zonas de raiz (root zone) do orógeno (Fig. 20B). 
 O terceiro modelo envolve a deformação que ocorre nas zonas de subducção, onde 
predominam estruturas de empurrão-dobras associadas. Com a entrada de novo material do 
assoalho oceânico para dentro da fossa, parte do material que já entrou, foi metamorfoseado a altas 
pressões e não fundiu, volta à superfície através de sistemas de empurrão originando os terrenos 
acrecionários. Numa visão simplificada, a própria zona de subducção conteria os elementos 
estruturais incluindo a falha basal (sole fault) como a superfície da subducção e o sistema de 
empurrão-dobra associada de antepaís como o terreno acrecionário (Fig.20C). 
Falhas de empurrão são caracterizadas pelo seu sentido de cisalhamento, direção e 
quantidade do deslocamento (Twiss & Moores 1992). 
 
 
• Direção e sentido do deslocamento 
 
Além das evidências comuns de falhas que indicam sentido do cisalhamento e deslocamento 
relativo (rochas de falha, estrias, truncamentos de contatos, repetição estratigráfica, etc), algumas 
estruturas dentro da lasca tectônica, bem como a própria geometria dos empurrões (p.ex: virgação 
ou sintaxis), podem ser úteis para a caracterização dos seus movimentos (Fig. 22). Em geral, se os 
empurrões têm a mesma quantidade de deslocamento, as direções de movimentação são 
perpendiculares aos seus strikes. Neste caso, as direções de transporte tectônico do Sistema 
Apalachiano e das Rochosas Canadenses seriam para NW e para NE, respectivamente (Fig. 19, A e 
B). 
 
(A) (B) 
 
Figura 22 – (A) - Mapa tectônico dos Alpes – 1) – Faixa colisional com vergência para a Europa: i) 
– nappes Austro-Alpinas Oeste (WA, em vermelho) e Leste (EA, em marrom); ii) – Domínio 
Penínico (azul claro e escuro): nappes continental e ofiolítica (o) no lado oeste do arco alpino (P) e 
janelas tectônicas (otw: Ossola-Ticino, ew: Engadine, tw: Tauern, rw: Rechnitz); Klippen Pré-alpino 
(Pk); iii) – Domínio Helvético-Dauphinois (H-D); iv) – bacia molássica (antepaís); v) – Faixa Jura 
(J). 2) - Sul dos Alpes (SA), limitado ao norte pelo lineamento Periadriático (pl)(linha Insubric). 
Bacia Pannoniana (PB), bacias de antepaís (foreland) Européia (EF) e Vale do Pó-Adriática (PA); 
faixas de empurrão e dobras associadas Dinarica (DI) e Apenínica (AP). Extraído de Piaz, G.V.D; 
Bistacchi, A. & Massironi, M., 2003, Geological outline of the Alps, in: Geology of Italy, Episodes 
vol. 26 (3), Fig. 1, pg. 175-180. 
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Figura 22 (cont.) – (B) - Seção litosférica da porção NW dos Alpes- 1)- Nappes Austro-Alpinas: 
inlier Sesia-Lanzo (sl)(metamorfismo de alta P e baixa T) e klippe Dent Blanche (db) da nappe do 
mesmo nome (sl-Ma-db), incluindo Monte Matterhorn (Ma); 2)- Nappes Penínicas (P): unidades 
ofiolíticas Piedmont (po) e nappes Monte Rosa (mr) e Grand St. Bernard (sb), sotopostos pela zona 
Penínica Valais (va), klippe Penínico (Pk) e empurrão frontal Penínico (pft); 3)- Fragmentos de 
embasamento Helvético e nappes de cobertura (H); 4)- Bacia molássica (M); 5)- Faixa Jura (J); 6)- 
Unidades crustais egclogitizadas (borda enterrada do manto da Placa Européia); 7)- Litosfera 
Européia: crosta continental (EC) e manto (EM), astenosfera (AS); 8)- Litosfera Adriática: faixa 
antitética do Sul dos Alpes (SA) e manto (AM); sistema de falhas Periatrático (pl); 9)- Antepaís 
(foreland) Padane-Adriático (PA). Extraído de Piaz, G.V.D; Bistacchi, A. & Massironi, M., 2003, 
Geological outline of the Alps, in: Geology of Italy, Episodes, vol. 26 (3), Fig. 2, pg. 175-180. 
 
Outras possibilidades para caracterização da direção e sentido de transporte tectônico são os 
indicadores cinemáticos observados através do comportamento da foliação, orientação de 
elementos lineares(lineações de estiramento e eixos de dobras), assimetria de dobras, giro de 
objetos. Superfícies S e C e peixes de mica (mica fish) (Figs. 23, 24, 25, 26,27 e 28). 
 
Figura 23 – Indicadores cinemáticos utilizados para determinação do sentido de transporte tectônico 
de zonas de cisalhamento dúcteis. A – sentido da curvatura da foliação definida pela orientação de 
minerais placosos. B – orientação e assimetria de dobras em bainha. C – sentido de assimetria de 
sombras de pressão de porfiroclastos do tipo σ. D – idem com sombras de pressão do tipo δ. E – 
sentido de rotação dada por inclusões internas em porfiroblastos (p.ex: granadas) constituindo 
estrutura helicítica (giro > 360°). F – idem, com giro < 90°. G e H – sentido de cisalhamento em 
minerais como feldspatos e micas depende do sentido de cisalhamento da falha e do ângulo entre a 
fratura e o plano de cisalhamento. Extraído de Twiss, R.J. & Moores, E.M. (1992), Structural 
Geology, fig. 4.17, pg. 63. 
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Fabio Vito Pentagna Paciullo FALHAS DE EMPURRÃO 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 24 – Mapa geral da porção sul do Cráton São Francisco e parte das faixas móveis 
neoproterozóicas Brasília e Ribeira. Extraído de Trouw et al. (2000). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Figura 24 – Mapa geológico da zona de interferência entre as faixas móveis Brasília e Ribeira. 
Extraído de Trouw et al. (2000). 
 
 
 
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Figura 25 – Mapa de lineações D2 do sistema de nappes imbricadas do sul de Minas Gerais, Brasil, 
na zona de interferência entre as faixas móveis neoproterozóicas Brasília e Ribeira. Extraído de 
Trouw et al. (2000). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Figura 26 - Seção geológica esquemática (escala livre) WSW-ENE dos sistemas de nappes 
imbricadas do sul de Minas Gerais, Brasil. Extraído de Paciullo (1999). 
 
 
 
Figura 27 – Peixe de mica (biotita) – mica fish, indicando cisalhamento destral. 
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Figura 28 – Superfícies S (foliação) e C (cisalhamento) em granito. Plano C estão horizontais e 
planos S estão inclinados da esquerda superior para a direita inferior. Entre os planos C. Sentido do 
cisalhamento é sinistral. Corte da amostra é paralelo à lineação de estiramento e normal à foliação. 
Extraído de Passchier, C.W. & Trouw, R.A.J. (1996), Microtectonics, fig. 5.16, pg. 114. 
 
 
 
 
BIBLIOGRAFIA RECOMENDADA 
 
DAVIS, G.H. 1984. Structural Geology of Rocks and Regions. New York, John Wiley & Sons, Inc., 
492 p. 
 
LOCKZY, L. de & LADEIRA, E. 1976. Geologia Estrutural e Introdução a Geotectônica. São 
Paulo, Edgard Blucher Ltd; Rio de Janeiro, CNPq, 528 pgs. 
 
RAMSAY, J.G. & HUBBER, M.I. 1987. The Techniques of Modern Structural Geology, vol. 2: 
Folds and Fractures. Academic Press, 700 pgs. 
 
TWISS, R.J. & MOORES E.M. 1992, Structural Geology, W.H. FREEMAN & COMPANY ed., 
532 pgs. 
 
 
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