FALHAS NORMAIS

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Fabio Vito Pentagna Paciullo FALHAS NORMAIS 
FALHAS NORMAIS 
 
 Falhas normais são aquelas que, em seção vertical perpendicular ao plano de falha, 
apresentam um movimento aparente tal que a capa desce em relação a lapa. Portanto, é uma 
classificação baseada no movimento aparente entre os blocos, visto numa seção vertical. Porém, a 
maioria das falhas normais são também falhas de rejeito de mergulho (dip-slip fault), ou seja, têm 
movimento real paralelo a inclinação do plano de falha. Desta forma, o termo tem sido usado de 
forma mais abrangente indicando falhas de rejeito de mergulho com movimento aparente 
normal. O mesmo se aplica para falhas reversas, ou seja, seriam falhas de rejeito de mergulho com 
movimento aparente reverso (Fig.1). 
 
 
 
Figura1 – Falha normal e reversa. Nesses blocos diagramas, ambas são também falhas de rejeito de 
mergulho (dip-slip fault ou normal-slip fault). Extraído de Ramsay (1987), The Techniques of 
Modern Structural Geology, fig. 23.13, pg. 513. 
 
 
Em geral, falhas normais têm ângulo de mergulho alto, em torno de 60º. O nome “normal” 
não significa que este tipo de falha é mais comum que os outros tipos. A denominação vem do uso 
dado por mineiros ingleses quando realizavam operações de mineração de carvão: quando 
encontravam uma falha, geralmente com a capa descendo em relação a lapa, o procedimento normal 
era dirigir o corte da mina através do plano de falha até uma certa distância, e depois fazer 
sondagens para achar o carvão deslocado (para baixo). Assim, começaram a denominar tais tipos de 
falha de “normais” (Ramsay & Huber 1987. Fig. 1). Falhas normais, conforme aqui considerado, 
são também falhas de gravidade, ou seja, aquelas em que o eixo principal de stress σ1 é vertical. 
 
 
I - MODELAGEM EXPERIMENTAL 
 
 As principais características de falhas normais foram bem definidas pelos irmãos Cloos, 
Hans (1936) e Ernest (1955), através de modelagem experimental com camadas de argila (Davis 
1984). Os padrões de falhas que apareceram nos experimentos são extremamente semelhantes aos 
encontrados na natureza. O experimento consiste na fabricação de um bolo de argila preparado com 
uma mistura de kaolin seco e água até adquirir uma consistência de manteiga mole. Essa massa é 
espalhada como uma camada de mais ou menos 4 cm de espessura e 15x15 cm aproximadamente de 
tamanho, nivelada por uma faca. Círculos de referência são desenhados na superfície para servirem 
de marcadores de strain. Dois métodos de deformação são recomendados pelos irmãos: através do 
estiramento de uma folha de borracha elástica e através do deslocamento entre duas placas de metal. 
 
 
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Método 1 
No primeiro experimento, o bolo de argila é colocado numa folha de borracha elástica (Fig. 2A). 
A folha é então esticada vagarosa e uniformemente. Uma vez que a base da camada de argila se 
estica, todo o resto também sofre efeito de estiramento. Assim que começa, falhas normais são 
criadas para acomodar a extensão (Fig. 2B). Aos poucos, as falhas tornam-se uniformemente 
distribuídas por todo bolo de argila. No topo da camada de argila afloram numerosas e pouco 
espaçadas escarpas de falhas, orientadas tipicamente a altos ângulos com a direção de estiramento. 
Alguns traços de falhas são retilíneos; outros são curvos. As superfícies das falhas expostas ao 
longo das escarpas são marcadas por estrias paralelas aos seus rejeitos de mergulho e têm ângulo de 
mergulho em torno de 60º. Freqüentemente, ocorrem sistemas conjugados com falhas inclinadas em 
direções opostas uma das outras cuja movimentação geral induz a formação de blocos afundados ou 
grabens e blocos levantados ou horsts (Figs. 2B e 3). Este é o mecanismo proposto para a formação 
de riftes simétricos (McKenzie 1978): a litosfera inteira (camada de argila do modelo experimental) 
sofre extensão horizontal gerando sistemas conjugados de falhas normais na superfície e dextensão 
dúctil abaixo da zona de transição brittle-dúctil (ver Fig.24A do item IV adiante). 
 
 
 
Figura 2 – Simulação de falhamento normal 
em camada de argila. (A) – camada de argila 
sobre folha de borracha elástica, antes do 
estiramento. (B) – camada de argila após 
estiramento: formação de sistema de falhas 
normais constituindo depressões (grabens) e 
altos estruturais (horsts). Detalhes na fig. 3. 
Extraído de Davis, G.H. (1984), Structural 
Geology of Rocks and Regions, fig. 9.36, pg. 
287. 
 
Visto à distância, o estado final de deformação da camada de argila mostra alongamento na 
direção do estiramento (extensão horizontal da fig. 3) e achatamento com afinamento na espessura 
da camada como um todo (encurtamento vertical da fig. 3). 
 
 
 
Figura 3 – Feições geométricas típicas de 
graben (G) e horst (H) produzidos por 
atividades de sistema de falhas (de gravidade) 
normais conjugadas. Extraído de Ramsay 
(1987), The Techniques of Modern Structural 
Geology, fig. 23.14, pg. 513. 
 
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Método 2 
No segundo experimento, a camada de argila é colocada sobre duas placas de metal, em 
parte superpostas uma sobre a outra. A extensão é produzida puxando-se vagarosamente as placas 
por suas extremidades (Fig. 4A). Este movimento causa extensão da argila na região diretamente 
acima do recobrimento entre as placas de metal. Conforme as placas se separam aumenta a área 
afetada. Deformações experimentais desta natureza resultam no desenvolvimento de grabens 
simples e meio-grabens, acima da área de recobrimento das placas (Fig. 4B). A superfície da 
camada de argila afunda no local que o graben se forma devido a movimentação de falhas de rejeito 
de mergulho normais. Em geral, as falhas principais mergulham em sentidos opostos com ângulos 
de mergulho em torno de 60º. Entretanto, falhas secundárias com sentido de mergulho oposto ao das 
falhas principais – falhas antitéticas podem ocorrer, para compensar possíveis vazios gerados por 
deslocamentos em planos de falhas curvos (p.ex: falhas lístricas). Falhas secundárias paralelas a 
falha principal são denominadas de falhas sintéticas. Este é o mecanismo proposto para a formação 
de meio-grabens ou hemi-grabensI (Wernicke 1981): a movimentação de uma falha de 
descolamento (detachment fault) principal, no modelo representada pelo deslizamento oposto das 
duas placas, gera na superfície falhas normais imbricadas cuja movimentação geral produz o 
abatimento de um dos lados do graben formado (ver Fig. 24B e C do item IV adiante). 
 
Figura 4 – Segundo experimento de simulação de falhamento normal em camada de argila. (A) - 
estiramento produzido pelo deslocamento, em sentidos opostos, de duas placas de metal. (B) – 
camada de argila deformada mostrando uma série de blocos basculados por falhas normais de 
ângulo de mergulho alto. Falhas antitéticas geram arrasto inverso (anticlinal “roll-over”) na falha da 
borda à direita do graben. Na parte superior da mesma falha, o arrasto é normal (sinformal). 
Comparar com figs. 10, 14, 15 e 16. Extraído de Davis, G.H. (1984), Structural Geology of Rocks 
and Regions, fig. 9.37, pg. 288. 
 
II – TIPOS ESPECIAIS DE FALHAS NORMAIS 
 
Falha lístrica (listric fault) é uma falha normal cujo plano de falha tem alto ângulo de mergulho 
na superfície (~60º) e subhorizontal em profundidade. São falhas que ocorrem comumente em 
bacias sedimentares portadoras de petróleo, como observadas em diversos perfis sísmicos (Fig. 8). 
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Figura 8 – Falhalístrica vista em imagem 
sísmica. A seção mostra uma falha cega em F, 
interrompida por uma superfície de 
discordância (B). Acima desta superfície 
ocorre uma falha lístrica (f) que desloca a 
camada T num movimento aparente normal. 
Extraído da Internet, www.gogoole.com - 
imagens – listric fault. 
 
 Falha de crescimento (growth fault) são falhas sin-sedimentares nas quais a espessura das 
camadas próximo ao plano de falha é maior do que em outros locais, devido ao afundamento ser 
concomitante com a deposição (Fig. 9). Falhas de crescimento podem ser tanto falhas de rejeito de 
mergulho normal como também falhas lístricas (Fig. 10). 
 
 
 
Figura 9 – Falhamento normal desenvolvido por rotação de blocos (modelo dominó). O 
espessamento da camada escura que cobre o bloco cinza falhado, perto do plano da falha, mostra 
que esta é também uma falha de crescimento. Extraído de Ramsay (1987), The Techniques of 
Modern Structural Geology, fig. 23.20, pg. 516. 
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Figura 10 – Perfil de reflexão sísmica de falha normal lístrica. O bloco da capa está cortado por 
inúmeras falhas secundárias normais sintéticas (mesmo sentido de mergulho e movimento da falha 
principal). Notar o arrasto reverso nas porções inferiores da falha (anticlinal “roll-over”). Nas 
porções mais superficiais o arrasto é normal, ou seja, produz-se sinformais. Notar também o 
espessamento da unidade mais superior, próximo ao plano da falha – nesta etapa, a falha torna-se 
uma falha normal de crescimento. (A) – imagem sísmica; (B) – interpretação da imagem. Extraído 
de Twiss, R.J. & Moores, E.M. (1992), Structural Geology, fig. 5.3, pg.76. 
 
 
Falha de descolamento (detachment fault) é uma falha normal de baixo ângulo que marca 
o limite entre blocos não falhados abaixo, de blocos deformados e falhados acima do plano de falha 
(Fig. 11C e D). Quando apresenta algum tipo de controle estratal, estabelecendo-se nos estratos 
incompetentes, é denominada de falha décollement, termo francês que também significa 
descolamento (Fig. 11 A e B). Embora os dois termos tenham a mesma tradução em Português, têm 
significados geológicos diferentes: falhas detachment independem da estratificação, enquanto que 
falhas décollement se estabelecem nas camadas incompetentes. Entretanto, ambas separam blocos 
inferiores não falhados de blocos superiores falhados e deformados. Nos blocos superiores (capa) 
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formam-se falhas normais imbricadas que podem terminar abrupta (lado esquerdo da fig. 20) ou 
tangencialmente contra a falha de descolamento (lado direito da fig. 20). 
 
 
 
 
Figura 11 – Falhas de descolamento (detachment e décollement): A – Falha décollement 
extensional; B – Falha décollement compressional. Notar que a falha se estabelece sòmente na 
camada incompetente. C – Falha detachment extensional; D – Falha detachment compressional 
falha de empurrão com rampa e piso). Extraído de Ramsay (1987), The Techniques of Modern 
Structural Geology, fig. 23.24, pg. 518. 
 
 
 
Além da forma lístrica, falhas normais também podem ter uma superfície de falha com 
mudanças abruptas no ângulo de mergulho controladas por estratos de competência diferentes, ou 
seja, podem possuir uma forma de rampa (alto ângulo de mergulho) – piso (ângulo de mergulho 
subhorizontal). Movimentos relativos ao longo de planos de falha deste tipo levam ao 
desenvolvimento de espaços vazios ou parcialmente vazios ao redor das rampas (Fig. 12A). Tais 
espaços vazios são ocupados por fases fluidas das rochas ao redor, em função de redução da pressão 
hidrostática e do espaço para crescimento de cristais. São, portanto, ótimos sítios para 
mineralização. Caso não se formem espaços vazios, o material rochoso da capa ajusta-se ao 
movimento da falha gerando sinformais nas porções superiores e antiformais “roll-over” nas 
porções inferiores e mais profundas (Fig. 12B). Uma outra forma de se preencher os espaços vazios 
produzidos seria por erosão das paredes da falha, com deposição do material no espaço deixado 
(Fig. 12C). 
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Figura 12 – Modificações na geometria como resultado de movimento ao longo de falha com forma 
rampa-piso. Extraído de Ramsay (1987), The Techniques of Modern Structural Geology, fig. 23.25, 
pg. 518. 
 
 
 
Figura 13 – Desenvolvimento de espaços preenchidos por carbonato ao longo de falha normal com 
setores de rampa e piso, cortando alternância de arenito-folhelho. Extraído de Ramsay (1987), The 
Techniques of Modern Structural Geology, fig. 23.26, pg. 519. 
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III – ESTRUTURAS ASSOCIADAS 
 
• Falhas antitéticas, sintéticas e anticlinal “roll-over” 
 
Estruturas associadas a falhas normais são as falhas sintéticas, antitéticas e anticlinal roll-over 
(Fig. 14). Falhas sintéticas (sinthetic fault) são falhas secundárias mergulhando no mesmo sentido 
e com o mesmo movimento da falha principal. Falhas antitéticas (antithetic fault), ao contrário, 
são falhas secundárias mergulhando no sentido contrário ao da falha principal. Anticlinal roll-over 
é a estrutura gerada pela deformação da capa, conforme seu deslizamento para baixo. Esta 
deformação pode ser plástica, representada por um antiformal que vai de encontro com o plano de 
falha ou por ruptura, pela presença de falhas antitéticas e sintéticas secundárias (Figs. 10, 14, 15 e 
16. Comparar com fig.3). 
 
 
Figura 14 – Seção esquemática mostrando os elementos geométricos e terminologia de falhas de 
crescimento (growth fault). Ver texto para definições dos termos. Extraído da Internet – 
www.google.com - fault – imagens. 
 
 
 
 Figura 15 – Anticlinal roll-over em camadas de gelo de geleira. Extraído da Internet – 
www.google.com - fault – imagens. Foto de Scott McGee. 
 
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Figura 16 – Modelo para a geometria do 
deslocamento em uma falha normal lístrica 
acompanhada de dobramento roll-over e 
falhamento normal antitético. A – bloco 
crustal com a falha incipiente. O comprimento 
L na capa da falha é mantido constante; B – 
deslocamento rígido da capa a uma distancia 
d paralelo à porção horizontal da falha lístrica 
(falha de descolamento ou detachment) 
resultaria num espaço vazio, geologicamente 
improvável; C – Deformação distribuída ao 
longo da capa (cisalhamento representado 
pelas setas grandes) evitaria o espaço vazio, 
mantendo a capa em contato com o plano de 
falha e resultando no dobramento roll-over 
das camadas. O comprimento L mantem-se 
constante, resultando no desenvolvimento de 
outro problema de espaço vazio na capa da 
falha; D – a presença de falhas antitéticas na 
capa reduziria o problema do espaço vazio 
com pequenos deslocamentos diferenciados 
de tal modo que a capa estaria sempre em 
contato com o plano de falha. Extraído de 
Twiss, R.J. & Moores, E.M. (1992), 
Structural Geology, fig. 5.17, pg. 89. 
 
• Graben, Horst e Meio-Graben 
 
 Uma das principais características no desenvolvimento de sistemas conjugados de falhas 
normais é a geração de grabens e horsts simétricos e meio-grabens (assimétrico). A produção de 
conjuntos de pares simétricos de falhas normais é uma conseqüência da atuação concomitante de 
extensão horizontal e encurtamento vertical (Fig. 3). A formação de tais sistemas conjugados 
implica numa extensãonos níveis superiores da crosta continental e, se desenvolvido em escala 
regional, certamente implicará em que a espessura de toda crosta e talvez toda a litosfera sofra 
estiramento horizontal e afinamento vertical. Neste caso, a crosta superior estira por falhamento e a 
crosta inferior pelo desenvolvimento de zonas de cisalhamento dúcteis (Ramsay & Huber 1987). O 
ângulo diedro entre pares conjugados de falhas normais é, geralmente, entre 40º - 60º na época do 
início do falhamento. A bissetriz deste ângulo agudo é subvertical e geralmente paralela a direção 
de stress de compressão máxima σ3 (Fig. 17A). Se o movimento entre os pares de falhas for 
simultâneo, sòmente será possível afundar (graben) e levantar blocos (horst) desenvolvendo-se 
grandes vazios em algum lugar, o que é geologicamente improvável uma vez que a massa rochosa 
permanece constantemente conectada as paredes do plano de falha (Fig. 17B). 
 
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Figura 17 – Desenvolvimento sincrônico entre 
dois conjuntos de falhas normais que se 
cortam. Notar o vazio formado pelo 
movimento simultâneo das falhas. Extraído de 
Ramsay (1987), The Techniques of Modern 
Structural Geology, fig. 23.16, pg. 514. 
 
 
Experimentos e modelagens em laboratório mostram que em sistemas conjugados deste tipo, 
as falhas atuam individualmente em seqüência alternada, de tal maneira que o movimento geral é de 
afundamento (Fig. 18). A falha 1 é ativada e posteriormente estabilizada (Fig. 18A); a falha 2, 
conjugada e simétrica em relação a primeira, é ativada deslocando o plano de falha 1 e 
posteriormente estabilizada (Fig. 18B); o movimento continua com a falha 3 paralela a direção da 
falha 1 e deslocando o plano de falha 2 (Fig. 18C), e assim sucessivamente. As falhas que irão se 
formar posteriormente se desenvolverão em posições nas quais são completamente independentes 
das falhas já formadas e estabilizadas ou ainda ativas (Fig. 18C). 
 
 
 
Figura 18 – Desenvolvimento de um sistema de fraturas por movimento seqüencial ao longo de 
falhas. Falha 1 é deslocada por falha 2 e truncada nos pontos X e Y. Falha 3, paralela a falha 1, 
trunca a falha 2. Extraído de Ramsay (1987), The Techniques of Modern Structural Geology, fig. 
23.17, pg. 515. 
 
Se a rocha contém planos de fraqueza pré-existentes e orientados em concordância com a 
movimentação geral, é bem provável que tais planos de fraqueza sejam reativados no falhamento. 
Uma superfície de falha antiga truncada pode reativar-se de tal maneira que o movimento seja em 
diferentes blocos: uma reativação na parte inferior da falha truncada (ponto X para baixo na fig. 
18B) pode gerar novas falhas no bloco superior; uma reativação da parte superior da falha truncada 
(ponto Y para cima na fig. 18B) pode fazer com ela corte o bloco inferior. Este processo de 
regeneração de falhas deve ser geometricamente de tal maneira que seja capaz de permitir que os 
blocos superior e inferior de falhas antigas truncadas tenham igual oportunidade de se propagar para 
as partes não falhadas dos blocos adjacentes. Entretanto, devido ao fato de que as propriedades dos 
materiais rochosos mudam significantemente com a profundidade, deve ser mais fácil reativar 
preferencialmente cada bloco, independentemente um do outro. O resultado de um rejuvenecimento 
realizado dessa maneira gera estruturas bem diferentes (Fig. 19). A fig. 19A mostra o tipo de 
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sistema graben-horst produzido quando as partes inferiores de superfícies de falhas antigas 
truncadas são os sítios de reativação tardia. A estruturação gerada inclui proeminente levantamento 
de bloco do embasamento no centro do graben, com numerosas e complexas lascas de falhas nas 
bordas do graben. A fig. 19B mostra o tipo de sistema graben-horst produzido quando as partes 
superiores de superfícies de falhas antigas truncadas são os sítios de reativação tardia. A 
estruturação gerada inclui proeminente afundamento do centro do graben, compensado com relativo 
levantamento de dois blocos do embasamento nas suas bordas (Ramsay & Huber 1987). 
 
 
 
Figura 19 – Desenvolvimento de graben e 
horst. (A) – por reativação da parte inferior de 
falhas pré-existentes truncadas (p.ex: ponto X 
na fig. 6B); (B) – por reativação da parte 
superior de falhas pré-existentes truncadas 
(p.ex: ponto Y na fig. 6B). Extraído de 
Ramsay (1987), The Techniques of Modern 
Structural Geology, fig. 23.18, pg. 515. 
 
 
Meio-graben ou Hemi-graben é um graben assimétrico produzido por falhamento normal 
com afundamento geral sòmente para um lado, diferente de um sistema graben-horst simétrico onde 
as falhas normais mergulham para lados opostos (Fig. 8). 
 
 
Figura 20 – Graben simétrico e assimétrico (meio-graben). Sistemas conjugados de falhas normais 
são caracterizados por uma falha principal (main fault) com falhas secundárias associadas 
(sintéticas e antitéticas) e por falhas lístrica (listric) e de descolamento (detachment), com 
imbricamento de falhas normais (modelo dominó) na capa. Extraído de Twiss, R.J. & Moores, E.M. 
(1992), Structural Geology, fig. 5.4, pg.77. 
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IV – AMBIENTES TECTÔNICOS 
 
Falhas normais (de rejeito de mergulho e de gravidade) ocorrem em ambientes tectônicos 
extensionais (Fig. 21). São as estruturas predominantes na formação de limites de placas 
divergentes incluindo as fases riftes (rift valleys) e margem continental intraplaca - cordilheira 
meso-oceânica (Fig. 22). 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 21 – Os três grandes tipos de contatos de placas tectônicas. Falhas normais são comuns nos 
ambientes extensionais; falhas de empurrão nas zonas de subducção e colisão; falhas de rejeito 
direcional (strike-slip) nas zonas de falhas transformantes. Extraído de Ramsay (1987), The 
Techniques of Modern Structural Geology, fig. 23.43, pg. 530. 
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Figura 22 – Desenvolvimento de um limite de placa divergente e de uma margem continental 
intraplaca a partir de um sistema de rift intracontinental: (a) - um sistema de rift desenvolve-se num 
antigo supercontiente (p.ex: Pangea) através de um ponto quente (hot spot) onde material do manto 
sobe, estirando e afinando a crosta continental antiga (obs: existem modelos ao contrário, ou seja, 
estiramento da crosta faz com que o manto se eleve e penetre na crosta antiga). Sedimentos não-
marinhos e vulcânicas (Triássicos) são depositadas nos vales falhados. (b) - a partir do momento em 
que se produz crosta oceânica, começa o espalhamento do fundo oceânico. (c) – a litosfera esfria e 
se contrai sob a margem continental formada, causando subsidência e transgressão marinha. 
Evaporitos, depósitos deltáicos e carbonatos são depositados. (d) – sedimentos Jurássicos e 
Cretácicos derivados da erosão dos continentes recobrem os sedimentos anteriores. Este é o modelo 
de formação das margens continentais da Europa, África e Américas do Norte e do Sul. Extraído de 
Press, F. & Siever, R. (1998), Understanding Earth. 2a ed., fi.20.17, pg. 523. 
 
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Os riftes são os precursores da formação de placas tectônicas do tipo divergente: são ditos 
bem sucedidos quando evoluem para limite de placa divergente; são ditos abortados ou mal 
sucedidos quando evoluem para uma bacia intracratônica (Figs. 23 e 24). 
 
 
 
Figura23 – Relações entre rifteamento (fragmentação de supercontinentes), magmatismo 
anorogênico e sistemas de bacias intracratônicas-margens continentais intraplacas (Klein, 1995, 
fig.13.17, pg. 475). A formação de supercontinentes por aglutinação de massas continentais 
(subducção + colisão = orogenias) resultaria numa espécie de tampão térmico. O calor não tendo 
por onde escapar causaria fusão parcial da base da crosta continental e formação de magma que, por 
diapirismo, intrude a crosta continental – corpos ígneos plutônicos anorogênicos. Na superfície 
formam-se sinéclises (A). A permanência do processo gera subsidência mecânica controlada por 
tectonismo representado por falhamento normal, acompanhado por sedimentação, vulcanismo e 
plutonismo - fase rift (B). Alguns rifts serão “bem sucedidos” no sentido de que se transformarão 
em limites divergentes de placas, com formação de crosta oceânica, enquanto outros, ao contrário, 
serão “mal sucedidos” ou abortados, tornando-se bacias intracratônicas por inflexão da crosta 
continental devido ao seu contínuo resfriamento – subsidência térmica (C). 
 
 
 
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Figura 24 – Junção tríplice RRR (rift-rift-rift) envolvendo o leste da África e Península Arábica. O 
Mar Vermelho (Red Sea) e Golfo de Aden (Gulf of Aden) são dois braços do sistema de riftes que 
foram bem sucedidos, ou seja, evoluíram até o aparecimento de crosta oceânica, formando um 
limite de placa divergente. Na África, a região dos grandes lagos africanos é o sitio de um sistema 
de riftes (rift valleys) em estágio inicial de abertura, que poderá ser bem ou mal sucedido no futuro. 
A partir do momento em que aí aflorar crosta oceânica, teremos um novo limite de placa divergente. 
Extraído da Internet, www.gogoole.com - imagens – rift e Sengör, A.M.C. (1995), Sedimentation 
and Tectonics of Fossil Rifts, in: Tectonics of Sedimentary Basins, Busby, C.J. & Ingersoll, R.V. ed. 
(1995), fig. 2.7, pg. 68. 
 
Modelos de formação de riftes incluem: 1- extensão por cisalhamento puro gerando rifts 
simétricos (McKenzie 1978) e, 2- extensão envolvendo falhas de descolamento (detachment) de 
baixo ângulo gerando rifts assimétricos (meio-grabens) (Fig. 25). No primeiro caso, tem-se 
extensão por toda a crosta continental com a zona de transição brittle-dúctil funcionando como uma 
superfície de descolamento: falhas normais de alto ângulo formam-se na porção superior da crosta e 
extensão e afinamento por deformação dúctil na porção inferior (Fig. 25A). Este modelo 
corresponde ao método experimental 1 dos irmãos Cloos (Fig. 2). No segundo caso, uma falha de 
descolamento (detachment) principal atravessa completamente a litosfera até atingir a astenosfera, 
mudando de falha ruptil para zona de cisalhamento dúctil a profundidades em torno de 15 a 20 km. 
Na superfície produz-se falhas normais imbricadas gerando meio-grabens (Fig. 25B). Este modelo 
corresponde ao método experimental 2 dos irmãos Cloos (Fig.4). 
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Figura 25 - Modelos de mecanismos para a formação de riftes (extraído de Ingersoll & Busby 1995, 
fig. 1.5, p.13). A - Extensão por cisalhamento puro (McKenzie 1978): grabens (feições simetricas) 
limitados por falhas normais de alto angulo; B - Modelo de Wernicke (1981), para a Provincia 
Basin and Range (Apalaches, USA): extensão envolvendo falhas de descolamento (detachment 
faults) de baixo angulo, que cortariam toda a litosfera. Na superfície, formam-se hemigrabens 
(feições assimetricas); C - Modelo alternativo do anterior, incluindo delaminação da litosfera com 
descolamento crustal na zona de transição ductil-brittle (DBTZ) conectada com Moho (Lister et al. 
1986). 
 
 
BIBLIOGRAFIA RECOMENDADA 
 
BENNISON, G. M. 1990. An Introduction to Geological Structures and Maps.5a edição, Londres, 
Edward Arnold, Ltda., 69 p. 
 
BILLINGS, M.P. 1972. Structural Geology. 2a edição, Prentice-Hall, Inc. New Jersey, 606p. 
 
DAVIS, G.H. 1984. Structural Geology of Rocks and Regions. New York, John Wiley & Sons, Inc., 
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