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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARA 
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS 
 
DISCIPLINA: GEOLOGIA APLICADA Á MINERAÇÃO 
 
CONTINUAÇÃO DO CAPÍTULO 2. ELEMENTOS DE GEOLOGIA 
ESTRUTURAL 
PARTE 2 – ESTRUTURAS TECTÔNICAS 
FRATURAS, FALHAS & JUNTAS 
 
 
AUTOR: Prof. Roberto Vizeu Lima Pinheiro – Faculdade de Geologia 
Colaborador: Roberto B. Leal Segundo 
 
 
 
Súmula dos Assuntos Abordados nesta Etapa: 
 
 Introdução 
I- O Conceito de Fácies de Deformação e as Estruturas 
 Tectônicas. 
II- Ambientes de Deformação em Profundidade na Litosfera. 
III- A Deformação Rúptil 
Introdução 
 a) Estruturas Rúpteis – Fraturas e Falhas 
b) Fraturas em Regime de Tensão Coaxial (Cisalhamento Puro). 
 JUNTAS 
 FALHAS EM CISALHAMENTO PURO 
c) Fraturas em Regime de Tensão Não-Coaxial (Cisalhamento 
Simples). 
 JUNTAS 
 FALHAS EM CISALHAMENTO SIMPLES 
 
Literatura de Apoio 
 
 
 
 
Introdução 
 
 Nesta segunda parte do curso vamos abrir espaço para a apresentação das 
principais estruturas tectônicas expostas nas rochas. Lembre-se que o reconhecimento 
destas estruturas torna-se necessária para se iniciar o mapeamento geológico que servira 
de ferramenta para se alcançar o entendimento da história geológica das rochas. As 
estruturas deverão ser adequadamente representadas no mapa geológico, usando de 
técnicas de Geometria Descritiva, baseando-se nos elementos geométricos planos e 
linhas, associados com essas estruturas. Essas informações precisam estar relacionadas 
ao tempo geológico decorrente. 
 O estudo detalhado da geometria e posição espacial das estruturas tectônicas 
em conjunto, no espaço 3D, e no tempo, permite o alcance da Análise Geométrica, 
como parte importante no levantamento estrutural, e passo decisivo para se chegar 
subseqüentemente á Análise Cinemática, onde se busca o entendimento dos 
movimentos das massas rochosas, em diferentes escalas, responsáveis pela arquitetura 
investigada em um dado segmento litosférico. 
 
 A meta do estudante neste tópico é, portanto, aprender a reconhecer as 
estruturas tectônicas, descrevê-las e classificá-las a partir de suas características 
geométricas e cinemáticas, contextualizando temporalmente e espacialmente esta 
informação nos diferentes ambientes tectônicos reconhecidos para a Terra. Deve ainda 
ter noções elementares dos mecanismos de desenvolvimento das mesmas. Estas 
informações devem conduzir o estudante à elaboração de modelos geológico-estruturais 
nas diferentes escalas. 
 
 
 
I- O Conceito de Fácies de Deformação e as Estruturas 
 Tectônicas. 
 
 Antes de entrar nas questões descritivas e geométricas relacionadas às 
estruturas tectônicas, vamos fazer uma breve discussão sobre o conceito da Fácies de 
Deformação (no sentido tensorial de strain), como ferramenta intrínseca no modo como 
o geólogo utiliza as estruturas tectônicas em seu dia a dia. Trata-se de uma necessidade 
metodológica, que precisa ser antecipada para guiar o modo como os dados deverão ser 
coletados e analisados. 
 
 A idéia de fácies em Geologia tem sido aplicada de modo mais rotineiro aos 
ambientes de sedimentação e de metamorfismo. Para recordar e fazer analogia: 
 O termo fácies sedimentares se refere a um conjunto de características 
sedimentares particulares de uma unidade rochosa. Essas características têm relações 
estreitas com o ambiente deposicional onde as mesmas foram formadas e se distinguem 
por aspectos particulares, escolhidos, das rochas. Por exemplo: um litofácies refere-se 
ao conjunto de aspectos petrológicos indicados por propriedades dos tamanhos de grãos 
e mineralogia; as fácies baseadas no conteúdo dos fósseis são chamadas biofácies; a 
associação de microfósseis e partículas de matéria orgânica em rochas e sedimentos é 
chamada de palinofacie; unidades com atributos sísmicos particulares são referidas 
como fácies sísmicas, e assim por diante. 
 No conceito de metamorfismo progressivo, onde a temperatura do ambiente 
rochoso aumenta continuamente, a definição das fácies metamórficas tem o papel de 
expressar a pressão e temperatura, ou faixas de pressão e temperatura na qual o 
metamorfismo ocorreu, indicando os ambientes de formação da rocha. 
 Torna-se então ordinário pensar que em conjuntos de rochas tectonicamente 
deformadas seja possível separar grupos de rochas onde os padrões de deformação se 
mostrem, sob algum aspecto, semelhantes, sendo estas afinidades relacionadas ao modo 
e ambiência onde essas estruturas tectônicas foram formadas (profundidade litosférica, 
condições mecânicas atuantes, distribuições de tensões e deformação - strain, etc.). 
 Assim o conceito de fácies de deformação (strain fácies definido por Sander, 
1971, e revisado por Tikoff e Fossen, 1999, p.e.) é usado semelhantemente ao de fácies 
sedimentar. Uma estrutura tectônica isoladamente pode ser formada em diferentes 
condições deformacionais, mas um conjunto delas e o modo como as mesmas se 
associam pode indicar particularmente um ambiente tectônico: uma dobra e uma 
foliação, isoladamente, podem se formar em diversas condições deformacionais, mas, 
um determinado arranjo de dobra com um determinado tipo de foliação em uma rocha 
pode indicar condições específicas de desenvolvimento, em um tempo T,relacionadas às 
condições do ambiente em que a rocha se deformou, em diferentes escalas. Em resumo, 
os diferentes estados de deformação, refletidos nas estruturas tectônicas, não devem ser 
considerados membros finais de deformação, pontualmente, mas sim parte de um 
conjunto contínuo de deformação marcado por diferentes estilos geométricos. 
 Imagine que um quadrado, um triângulo e um círculo representem estruturas 
tectônicas distintas, passiveis de serem formadas em diferentes ambientes tectônicos, 
em um intervalo de tempo geológico (T) e que algumas combinações ou coexistência 
destas estruturas têm relação estreita com determinados ambientes: (A) um quadrado e 
um triângulo, quando presentes conjuntamente nas rochas, são comuns em borda de 
placa colisional (compressionais); (B) um círculo e um triângulo aparecem 
freqüentemente associados a regiões intraplacas, e; (C) um quadrado e um círculo, a 
bordas de placas passivas (extensionais). Observe a distribuição desses elementos 
representados no mapa simulado da Fig.01 e veja como se trabalha com as estruturas 
geológicas no ambiente cartográfico a partir do conceito de fácies de deformação, 
buscando a reconstituição dos diferentes ambientes tectônicos no espaço, para o tempo 
geológico T. 
 Essas fácies serão agrupadas em domínios estruturais, representando regiões de 
diferentes condições de fluxo de deformação, que em conjunto permitirão a 
identificação dos ambientes tectônicos maiores. Estes, junto com dados petrológicos, 
estratigráficos-geocronológicos, etc., levarão o entendimento geológico até a escala 
geotectônica. 
 Então, as estruturas combinadas e agrupadas, definem as fácies 
deformacionais, que por sua vez agrupados vão definir os domínios estruturais, que 
poderão então ser interpretados no contexto do ambiente(s) tectônico(s) relacionado(s) à 
história geológica daquele segmento litosférico em determinado intervalo de tempo. 
 Note, portanto a utilidade que a aplicação do conceito de fácies pode 
oferecer em Geologia Estrutural. Observe também que o papel das estruturas tectônicas 
no reconhecimento dos ambientes tectônicos é fundamental. Este é a principio, um dos 
motivos para se empenhar em encontrá-las no campo, descrevê-las e representá-las no 
mapa, do modo mais detalhado possível, coerentemente com a escala de abordagem 
escolhida. 
 
 
 
 
 
Fig.01 – Mapa esquemático com interpretação sobre três elementos deformacionais 
representados por quadrado, triângulo e círculo, simulando estruturas tectônicas observadas em 
campo, agrupadas em fácies deformacionais, e definindo os domínios estruturais A, B e C, que 
em conjunto representam distintos ambientes tectônicos (veja texto para mais informações).Os 
domínios são devido partição de deformação. 
 
 
 Como dito no iníciodesta seção, as estruturas, tal como letras de um alfabeto, 
ao serem agrupadas coerentemente, funcionam como palavras em um texto que poderão 
transmitir uma idéia e/ou um pensamento – essa idéia ou pensamento, no caso, diz 
respeito à parte da história dessas rochas. Desta forma, o seu mapa geológico, com as 
representações das diferentes estruturas, tem que transmitir essa informação para tornar-
se útil. 
 Ao estudar as estruturas tectônicas pense neste significado e veja nelas o 
início para coletar e organizar os seus dados de campo e alcançar o entendimento sobre 
os ambientes tectônicos envolvidos. Não esqueça finalmente, como foi mencionado 
acima, que o grande objetivo da Geologia é descobrir a história das rochas e da Terra e 
esse é um caminho possível para se alcançar uma parte importante dessa intenção. 
 
 
II- Ambientes de Deformação em Profundidade na Litosfera. 
 
 A Terra quando dividida, em profundidade, em camadas concêntricas, tomando 
como referência as variações de velocidades de propagação de ondas sísmicas, é 
marcada pelo (1) núcleo, (2) manto e (3) crosta (Fig.02). 
 Essas camadas associadas a diferentes intervalos de velocidades de propagação 
de ondas refletem rochas cujas propriedades mecânicas são responsáveis por distintos 
comportamentos em resposta a tensão e deformação. 
 Por outro lado, cinco ambientes mais importantes podem ser verificados ao se 
levar em consideração as variações de comportamento mecânico das rochas em 
profundidade: (1) a Litosfera; (2) a Astenosfera; (3) a Mesosfera, e (4) o Núcleo 
Externo (com comportamento semelhante a líquidos) e (5) o Núcleo Interno (sólido com 
alta densidade relativa). 
 A Litosfera é a camada “tectônica” mais externa, equivalente a crosta e a parte 
superior do manto. A Litosfera corresponde a uma placa tectônica ou parte dela. A base 
da Litosfera, em contato com a Astenosfera, descola em um plano de detachment (ou 
décollement) permitindo o deslizamento e rotação da placa. Neste sentido diz-se que a 
Litosfera “flutua” sobre a Astenosfera. 
 Desta forma a Litosfera (ou, pelo menos, parte dela) é a camada da Terra onde 
os geólogos têm acesso direto às informações referentes às rochas, e, portanto o local de 
observação direta para a Geologia Estrutural e a Tectônica. 
 Na Litosfera podem-se distinguir dois domínios particulares (Fig.03), em 
profundidade, onde as rochas mostram comportamentos mecânicos distintos (Sibson, 
1977): (1) o domínio rúptil – correspondente a níveis crustais relativamente mais rasos, 
da ordem de 10 a 15 km até a superfície e; (2) o domínio dúctil – ocupando volumes de 
rochas em profundidades acima de 10 a 15 km. A transição entre os dois ambientes 
acontece onde a litosfera alcança temperaturas entre 250º a 350º C, sendo, portanto 
variável em diferentes lugares geológicos relacionados a posições nas placas tectônicas. 
Na zona de transição distinguem-se os domínios rúptil-dúctil e dúctil-rúptil. 
 Um terceiro domínio descontínuo e restrito, marcado por características 
elásticas, pode ser previsto experimentalmente em profundidades próximas à transição 
entre os domínios rúptil e dúctil (10-15 km), desaparecendo com o aumento da 
temperatura, do incremento de esforços ou do tempo de manutenção desses (Kusznir e 
Park, 1987). 
 As regiões litosféricas de domínios rúpteis (rasas) e dúcteis (relativamente mais 
profundas) se distinguem principalmente por diferentes faixas de valores dos 
coeficientes de viscosidade, elasticidade e de plasticidade. Essas alterações são 
induzidas por aumento de temperatura, pressão litostática, pressão de fluido, etc. 
 
 
 
 
Fig.02 – Principais camadas geotectônicas identificadas na Terra, em profundidade, a partir da 
variação da velocidade de propagação de ondas sísmicas (coluna da esquerda), em comparação 
com as camadas terrestres individualizadas a partir de propriedades mecânicas das rochas 
(coluna da direita). A Litosfera destaca-se como camada coesa da parte superior da Terra, 
limitando em profundidade as Placas Tectônicas. Corresponde a crosta e parte superiordo manto 
superior. 
 
 
 
 Essas duas camadas reológicas terrestres principais têm associação com grupos 
de rochas particulares, assim distribuídas em profundidade (Fig.03): 
 
 
 CAMADA RÚPTIL – Zonas de Cisalhamento Cataclásticas 
 ROCHAS CATACLÁSTICAS - até 10-15 km. 
 1. INCOESAS – 1 a 4 km 
 2. COESAS – abaixo de 4 km 
 CAMADA DÚCTIL – Zonas de Cisalhamento Dúctil 
 ROCHAS MILONÍTICAS – profundidade > 10 – 15 km. 
 
 
 As rochas em suas diferentes profundidades litosféricas respondem de modos 
distintos à ação dos esforços, gerando estruturas tectônicas que se equilibram com as 
condições do ambiente em profundidade (Fig.03). 
 Essas estruturas serão a seguir descritas em grupos obedecendo às condições 
induzidas pela profundidade. 
 
 
 
 
Fig.03 – As rochas em seus dois domínios tectônicos maiores em profundidade na litosfera 
(Sibson, 1977). A faixa com indicação de temperaturas litosféricas entre 250º e 350º C 
representa a transição entre os domínios rúptil e dúctil respectivamente. A curva na direita 
mostra a variação da tensão diferencial (σ1 - σ3) com a profundidade, com máximo na posição 
da zona de transição rúptil-dúctil/dúctil-rúptil. 
 
 
 
 
 
III – A Deformação Rúptil 
 
Introdução 
 
 Nesta parte da disciplina Elementos de Geologia Estrutural se inicia a 
apresentação de um conjunto de estruturas tectônicas mais comuns observadas nas 
rochas da crosta. Para isso, será tomada como base a organização das estruturas de 
acordo com seus modos de expressão na natureza em diferentes níveis litosféricos. 
 Essa apresentação envolve dois aspectos principais: (1) estimular o sentido de 
observação do estudante na busca da identificação apropriada das diferentes feições 
tectônicas, dando a elas um significado contextualizado no ambiente tectônico em que 
as mesmas se formaram; e (2) conduzir esse significado para o entendimento mecânico 
de sua existência. Em outras palavras, pretende-se familiarizar os estudantes no sentido 
de reconhecer as diferentes geometrias resultantes dos processos deformacionais no 
contexto da Teoria da Tectônica de Placas, que rege o pensamento do geólogo em 
qualquer tentativa de entendimento da história da Terra e suas rochas. 
 Na parte anteriormente apresentada o estudante foi conduzido aos conceitos 
básicos sobre a mecânica de deformação das rochas envolvendo a relação entre esforço 
(stress) e deformação (strain). Com isso ficou entendido que as estruturas tectônicas são 
respostas a um estado de “desequilíbrio” mecânico e de energia conduzido sobre as 
rochas no seu estado inicial, a partir do marcador passivo, pela presença de um campo 
de esforço (stress) triaxial. Quer dizer, as rochas inicialmente observadas, são 
modificadas mecanicamente por tensão e respondem com um novo estado de equilíbrio, 
quer seja alcançando novas formas e dimensões ou sendo deslocadas no espaço, desde a 
escala crustal até a escala de partículas. Esse novo estado resulta então na existência das 
estruturas tectônicas, sendo essa a melhor maneira de entendê-las preliminarmente. 
 Lembrando que todas as rochas da litosfera estão e estiveram envolvidas por 
tensões de diferentes naturezas e intensidades, onde a deformação toma lugar de modo 
contínuo, acompanhando a evolução da Terra ao longo de sua história. Fica claro que o 
geólogo necessita obrigatoriamente conhecer as estruturas tectônicas, visto que elas são 
os principais elementos de investigação da história da Terra. 
 Comparativamente, a identificação e caracterização geométrica e espacial das 
estruturas tectônicas estão para o entendimento da história da Terra assim como as letras 
do alfabeto estão para o entendimento de uma idéia construída com estas letras através 
das palavras e frases. É preciso que o geólogo saiba, portanto “ler” as “estruturas” e 
“arranjos estruturais” na forma de “idéias” relativas ao seu ambiente tectônico. Essa 
leitura deveráser feita objetivamente, no sentido de responder a diferentes questões, tais 
como: qual o caminho que a rocha percorreu durante sua história, tendo como referência 
os ambientes tectônicos condicionados pelas placas litosféricas ?; nesse caminho, que 
tipos de transformações elas sofreram ?; Em que momento (tempo geológico), relativo 
ou absoluto, ela esteve nas diferentes posições e/ou sofreu as transformações 
observadas? etc. 
 Neste módulo do curso serão dados “elementos de linguagem estrutural” que 
habilitarão o estudante e reconhecer, descrever a geometria e posição espacial das 
principais estruturas tectônicas observadas nas rochas da crosta da Terra. Essa 
abordagem será feita de acordo com os diferentes níveis crustais a que as mesmas 
podem estar relacionadas: (1) domínio rúptil e (2) domínio dúctil. 
 
 
a) Estruturas Rúpteis – Fraturas e Falhas 
 
 Fraturas, sob o ponto de vista geológico, são descontinuidades físicas 
permanentes geradas nas rochas ao se ultrapassar os limites de resistência mecânica das 
mesmas, pela ação de um campo de tensão (stress). É a resposta da rocha ao esforço em 
domínio de profundidades relativamente baixas, em domínio litosférico rúptil, 
envolvendo fisicamente a deformação elástica. Podem ser formadas por extensão, ou 
cisalhamento em seus diferentes modos (Fig.04). 
 
 
 
 
Fig.04 – Modelos de fraturas relacionados ao modo de deslocamento de seus blocos adjacentes, 
em seus estágios de nucleação: (a) Modo I - Fratura de Extensão (ou Tensão) – movimento 
relativo perpendicular ao plano da fratura; (b) Modo II - Fratura de Cisalhamento – com 
deslocamento paralelo ao plano de fratura, na horizontal; e (c) Modo III - Fratura de 
Cisalhamento – com deslocamento paralelo ao plano de fratura, na vertical. 
 
 
 
 Falhas são fraturas onde há deslocamento relativo significante, mensurável na 
escala da observação, entre os blocos adjacentes (Fig.05). 
 Associadas com as falhas, na superfície de seu plano, aparecem ranhuras 
ocasionadas pelo atrito de fragmentos e pó de rocha gerado durante o fraturamento, 
chamadas de estrias de falhas. Essas feições, como elementos lineares são indicativos do 
deslocamento relativo entre os blocos. Quando há fluidos percolantes no plano de falha, 
e havendo a cristalização destes durante o movimento dos blocos, forma-se uma placa 
com conjuntos de minerais aciculares cuja orientação acompanha o sentido de 
deslocamento dos blocos. Tem-se neste caso a presença de slickensides (plano) com 
respectivos slickenlines (minerais aciculares ou fibrosos que compõem o slickensides). 
Os slickensides são formados geralmente por minerais de baixa temperatura de 
cristalização, como calcita, epídoto, clorita e mesmo quartzo. 
 
 
 
 
Fig.05 – Diferentes tipos de falhas, individualizadas a partir do modo de deslocamento do piso 
em relação ao teto. 
 
 
 Juntas são fraturas simples ou em feixes em que o deslocamento relativo entre 
os blocos separados pela(s) descontinuidade(s) não reflete deslocamento apreciável na 
escala de observação. 
 Os conjuntos (feixes) de fraturas são classificados como (1) sistemáticos, 
quando a orientação das fraturas do conjunto mostra-se aproximadamente paralelas; e 
(2) não-sistemáticas, referindo-se as fraturas irregulares, por vezes curvas e não 
paralelas. 
 A superfície das fraturas (face ou plano da fratura) em rochas competentes, 
quando observadas em campo, desenha feições características que podem informar o 
modo de nucleação destas (Fig.06). Muitas fraturas mostram sobressaltos e ranhuras, 
chamadas costelas e hackle, que divergem a partir do ponto de nucleação da mesma 
(núcleo). O padrão é conhecido como estrutura plumosa ou hackle plume, semelhante 
ao desenho de uma pluma ou “pena eriçada de pássaro”. 
 De modo geral, as fraturas (falhas e juntas) são estruturas muito comuns na 
crosta, notadamente em níveis rasos, e bastante diversificadas em tipos e situações de 
formação. Sua variedade de tipos deve-se ao fato de que, sob deformação elástica, 
diferentes rochas podem ser submetidas a distintos estados de tensão, resultando em 
diferentes tipos de fraturas. Portanto, seu estudo é relativamente complexo e exige 
informações de diferentes áreas de conhecimento, destacando-se estudos reológicos e 
mecânicos. 
 A partir de experimentos de ruptura em materiais geológicos (corpos de prova), 
são elaborados os chamados critérios de colapso (brittle failure criterion), que 
relacionam fisicamente o estado de tensão, em diferentes condições, com o modo de 
quebramento (ou colapso) das rochas, identificando modelos físicos e matemáticos para 
as fraturas. 
 
 
 
 
Fig.06 – Elementos geométricos observados na face principal de um plano de fratura. Destaca-
se a estrutura plumosa com suas costelas e hackles, tendo como convergência o núcleo 
iniciador da fratura. No exemplo a fratura corta perpendicularmente um plano de acamamento. 
 
 Os critérios matemáticos permitem a previsão, por exemplo, de 
desenvolvimento de fraturas em rochas em diferentes estados de tensão, estabelecendo 
relações entre os ângulos dessas fraturas e as direções de eixos de tensões específicos 
(veja p. ex. o experimento de Mohr, na elaboração do Círculo de Mohr, ou ainda o 
critério de Anderson – outros exemplos em Twiss e Moores, 1992 - Cap.10). 
 Para elaborar esses critérios são selecionados conjuntos de propriedades 
mecânicas relevantes para cada tipo de experimento, em função do tipo de investigação 
desejada. A maioria dos experimentos em busca de critérios particulares de 
quebramento, nos diferentes tipos de rochas, tem como base situações mecânicas 
simples tais como tensão e/ou compressão uniaxial, embora a maioria das rochas na 
natureza seja sujeita a sobrecargas (tensões) multiaxiais. Como exemplos de 
experimentos e modelos de ruptura pode-se mencionar: 
 
Tipo de 
Material 
Exemplos de Modelos Teóricos de Colapso 
Rúptil Teoria de Mohr/Coulomb – modelo de tensão normal máxima. 
Critério de Anderson – modelo de falhamentos sob diferentes 
distribuições de tensão. 
Dúctil Critério de von Mises – modelo de tensão cisalhante máxima. 
 
 
 Considerando em grande parte os resultados provenientes deste testes e 
experimentos, as fraturas podem ser primariamente classificadas de acordo com o 
estado de tensão responsável pelo seu desenvolvimento, em: 
1) Sistemas de fraturas formadas por Cisalhamento Puro (Coaxial); 
2) Sistemas de fraturas formadas por Cisalhamento Simples (Não-
Coaxial). 
 Estes modelos serão apresentados sumariamente a seguir. Observe que o que 
você aprendeu sobre a condição pontual de ocorrência na natureza de cisalhamento puro 
e simples, em detrimento de estados de deformação geral, tipo transpressiva-
transtensiva, continua valendo. A classificação de fraturas usando como referência estas 
situações de tensão foi obtida experimentalmente usando exatamente estas duas 
condições tensoriais, em laboratório. 
 
 
 
b) Fraturas em Regime de Tensão Coaxial (Cisalhamento Puro). 
 
JUNTAS 
 
 Ao se submeter um bloco rochoso, como corpo de prova, á ação de um campo 
de tensão dominado por cisalhamento puro (regime coaxial) em um experimento 
usando-se um pistão simples com um tensiômetro acoplado em seu êmbolo vertical (σ1 
na vertical; σ2 e σ3 na horizontal, perpendiculares as paredes do aparato e mutuamente 
entre si, funcionando como tensores confinantes), observa-se o aparecimento de um 
conjunto de fraturas assim reunidas (Fig.07): 
- Fraturas de Extensão – na posição longitudinal ao corpo rochoso, 
paralelo a σ1 e perpendicular a direção do tensor confinante σ3, surgem 
fraturas denominadas de fraturas de extensão, comuns quando o valor de 
tensão σ1 é muito maior que σ3 ou quando σ3 tem valores próximos a zero. 
Quando essas fraturas apresentam deslocamentos perpendiculares à superfície 
das fraturas, são chamadas fraturas de tensão. 
- Fraturas Cisalhantes - Um par de fraturas chamadas fraturas 
cisalhantes, ou par cisalhante, aparece em arranjo obliquo asbordas verticais 
do bloco, fechando ângulos em torno de 45º entre si, tendo em sua bissetriz o 
tensor σ1 e na sua interseção o tensor σ2, em experimentos triaxiais. Podem 
aparecer em pares ou individualmente e representam fraturas previstas pelo 
Critério de Coulomb, em compressão confinante em ângulos inferiores a 45º 
em relação ao eixo de compressão máxima σ1, vertical. 
- Fraturas de Alívio de Tensão - ao se retirar a sobrecarga simulada pela 
posição do tensor σ1 observa-se a formação de conjuntos de fraturas em 
posição subhorizontal, perpendiculares ao tensor σ1. Essas fraturas, chamadas 
de fraturas de alívio de tensão são freqüentemente observadas no topo de 
maciços rochosos sujeitos a erosão ou remoção, por exemplo, de capas de 
solo ou de rochas, em minas a céu aberto. 
 
 Estes diferentes tipos de fraturas (juntas) aparecem nas rochas isoladamente ou 
em conjuntos. 
 Fraturas de tensão, envolvendo tração, são bastante comuns e geralmente 
aparecem em associação com veios, e mesmo diques. Fraturas cisalhantes conjugadas 
podem aparecer em pares ou individualmente, e quando inicialmente formadas tendem a 
manter seus planos “fechados” em decorrência dos valores relativamente altos de tensão 
cisalhante (σc), dificultando a percolação livre de fluidos. 
 As fraturas de tensão (Fig.08) podem mostrar arranjos distintos em função da 
tensão (stress) diferencial (σ1 - σ3). Em estado de tensão diferencial alto, as fraturas de 
tensão tendem a formar conjuntos de juntas retas, relativamente contínuas e 
subparalelas, dispostas quase perpendicularmente á direção do tensor mínimo (σ3). À 
medida que o campo de tensão diferencial diminui as fraturas (juntas) retas e 
subparalelas tornam-se cada vez mais anastomóticas e descontínuas. Em situação de 
tensão diferencial relativamente baixa as fraturas (juntas) tornam-se curtas, descontinuas 
e dispostas em várias orientações, aproximando-se de formar brechas tectônicas à 
medida que a tensão diferencial tende para zero (σ1 - σ3 ≅ 0), quando a rocha entra em 
colapso hidráulico, podendo formar brechas hidráulicas, suscetíveis a receber fluxo 
cataclástico, em ambientes com diferenças de pressão litostática significativa, sob 
energia potencial. Reveja a Fig.08 onde o conceito de tensão diferencial é relacionado a 
diferentes níveis litosféricos, em profundidade. 
 
 
Fig.07- Conjuntos de fraturas observadas em experimentos de laboratório, produzidos em 
blocos rochosos. As fraturas nas figuras (a), (b) e (c) são fraturas semelhantes quanto ao arranjo 
dos tensores, mas o exemplo mostrado em (a) é alcançado por tração longitudinal; o oposto em 
(b); enquanto em (c) a fratura se dá por alivio de tensão na direção perpendicular a σ3. As 
fraturas em (d) representam juntas cisalhantes que podem se formar em pares conjugados ou 
individualmente, com σ1 e σ3 em posições oblíquas em relação às mesmas. 
 
 
 
 Dependendo do objetivo desejado, os dados a serem coletados em campo 
envolvendo as fraturas, e mais especificamente as juntas, podem variar bastante. Na 
rotina do mapeamento geológico torna-se imprescindível coletar pelo menos os 
seguintes dados, necessários para compor o entendimento básico da deformação de 
nível crustal raso nos diferentes terrenos rochosos: 
 
 
 
 
Dado a ser obtido: Detalhes: 
- rocha onde os conjuntos se concentram - descrição petrográfica em diferentes escalas
 de observação. 
- tipo da fratura - classificação das fraturas com base em sua 
 origem e modo de formação. 
- atitude do plano de fratura - em coordenadas geológicas (p.e. mergulho / 
 Az. direção de mergulho). 
- espaçamento entre as fraturas - em metros, centímetros, etc. 
- freqüência / densidade - número de representantes com determinada
 orientação / área-volume deformado. 
 
 
 
 Assim, para o mapeamento geológico, cada conjunto de informações, conforme 
sugerido acima, deve ser relacionada a cada tipo de fratura particularmente. 
 Um erro, bastante comum entre os geólogos menos experientes com o estudo 
das fraturas em campo, é coletar dados de atitudes de seus planos de modo aleatório, 
sem separar previamente os diferentes tipos, e agrupar suas informações pertinentes 
separadamente. Os dados sobre as fraturas devem ser coletados de modo seletivo, por 
tipos, seguindo a classificação que for mais conveniente para o objetivo do estudo. Esse 
procedimento possibilita o tratamento adequado de dados, usando a projeção 
estereográfica e diagramas de roseta. 
 
 
 
Fig.08 – Modelos de fraturas de tensão, com variações de padrões geométricos relacionados à 
tensão diferencial (σ1 - σ3). Nas fraturas, de I a IV, respectivamente, há uma diminuição da 
tensão diferencial, gerando fraturas retas, subparalelas, até fraturas com orientações aleatórias, 
similares as formadas em brechas hidráulicas. 
 
 
 
FALHAS EM CISALHAMENTO PURO 
 
 O termo falha (fault) é proveniente do jargão de mineiros de carvão do século 
XVIII, da Europa, que usavam a palavra para representar a interrupção e 
descontinuidade das camadas de carvão nas galerias das minas. 
 As falhas representam fraturas onde o deslocamento relativo entre os blocos 
adjacentes é expressivo ao observador, independente da escala de investigação. Têm 
papel importante em Geologia considerando sua capacidade de interromper a 
continuidade lateral entre terrenos geológicos e de deslocar volumes expressivos de 
rochas, quer verticalmente quanto lateralmente. Vale lembrar que as bordas das placas 
tectônicas são marcadas por diferentes tipos de falhas. 
 Em exploração mineral e na mineração as falhas têm papel de destaque, não só 
como possível complicador prospectivo, considerando o exposto acima, mas como 
importantes condutos de fluidos mineralizantes. 
 Geometricamente as falhas podem ser classificadas em relação ao ângulo de 
mergulho e seus planos: 
a) Falha de baixo ângulo: com mergulho abaixo de 45º. 
b) Falhas de alto ângulo: com mergulhos acima de 45º. 
 A caracterização cinemática das falhas é feita com base inicial na identificação 
do tipo de deslocamento resultante entre os blocos adjacentes (Fig.05). Assim são 
reconhecidos o piso e teto, para os blocos deslocados, em função da posição do mesmo 
em relação ao plano de falha: 
 
a) Piso (footwall)- refere-se ao bloco abaixo do plano da falha; e 
b) Teto (hangingwall) - refere-se ao bloco acima do plano da falha. 
 
 Com relação ao movimento relativo entre os blocos (piso e teto) as falhas se 
dividem em (Fig.05): 
a) Falhas de deslocamento na direção do mergulho (dip-slip faults); 
b) Falhas direcionais, com deslocamento ao longo da direção de seu 
plano (strike-slip faults); 
c) Falhas com deslocamento oblíquo (oblique-slip faults); e 
d) Falhas rotacionais (rotatitonal faults). 
 
 As falhas podem apresentar planos retos ou curvos, estes últimos chamados de 
lístricos (Fig.09). 
 Falhas com planos retos geralmente são observados em escala de afloramento e 
têm relação com propagação de suas fraturas em rochas homogêneas / isotrópicas ou 
próximas a isso. Nestes casos a fratura, que determina a falha, atravessa regiões da 
rocha sem encontrar mudanças significativas de suas propriedades mecânicas reagindo 
de modo contínuo ao fraturamento, com ângulo de mergulho aproximadamente 
constante, obedecendo à relação entre a posição dos tensores, a tensão diferencial (σ1 - 
σ3), tensão confinante (relativo à profundidade litosférica) e aos parâmetros mecânicos 
da rocha (p.e. coeficiente de viscosidade, plasticidade, elasticidade, coesão, etc.). 
 
 
 
Fig.09- Exemplos de falhas com plano reto (a) e lístrico (b) com o rollover associado à 
presença da concavidade do plano da falha. 
 Em meios anisotropicamente estruturados, quer seja pela mudança de 
parâmetros mecânicos da rocha ou induzidos por acentuadas mudanças de 
profundidades litosféricas, as falhas se propagam reagindo gradativamente a estas 
mudanças, com atenuação do ângulo de mergulho. Essas falhas são descritas como 
falhas lístricas. Em conseqüênciada “listricidade” do plano da falha há o 
aparecimento de um antiforme no bloco do teto dessa falha, chamado de rollover 
(Fig.09). 
 Falhas lístricas e seus rollovers são feições comuns em falhas profundas, 
quilométricas, por exemplo, em falhas mestras que organizam a arquitetura de uma 
bacia tectônica (falhas de detachment). 
 O rollover é uma conseqüência geométrica da presença da falha lístrica. Há 
uma proporção direta entre o raio de curvatura (concavidade) da falha lístrica e a 
curvatura do rollover. 
 
Classificação Tensorial 
 A posição e orientação das falhas nas rochas são governadas pelas leis da 
mecânica que explicam as fraturas de uma forma geral. A Teoria de Anderson, 
baseada no critério de Coulomb, prevê, sob o ponto de vista tensorial, a orientação dos 
eixos principais de tensão (stress) em relação aos diferentes tipos de falhas, em 
modelos que se aproximam bastante dos modelos geológicos observados. 
 O Critério de Coulomb assume que o plano de falha contém o tensor 
intermediário (σ2) e que o ângulo entre o plano da fratura e o eixo de tensão 
(compressão) máxima (σ1), nas falhas normais e inversa, é sempre menor que 45º 
(Fig.10). Nas falhas direcionais o ângulo entre o plano da fratura e o eixo de tensão 
mínimo (σ3) é menor que 45º (Fig.10). O tipo de falha desenvolvido depende de qual 
eixo tensorial está na vertical (σ1, σ2 ou σ3). 
 
 
 
 
Fig.10 – Modelos de falhas previstos pelo Critério de Anderson indicando a posição dos eixos 
principais de tensão e os ângulos idéias de mergulho ou orientação destas, para cada arranjo 
tensorial. (a) Falha normal (60º); (b) Falha inversa (30º); e (c) Falha direcional (30º). 
 
 
 Falhas normais, ao se associarem, formam bacias tectônicas (Fig.11). Nas 
bacias recebem nomes próprios de acordo com sua geometria e posição no arranjo 
desta. São comumente reconhecidas: 
(1) Falha Mestra ou Falha de Detachment – é a falha basal, a partir da 
qual se organiza toda a arquitetura da bacia. Tem perfil lístrico e tem 
associação ao rollover - antiforme de teto de falhas normais lístricas 
- no bloco do teto. 
(2) Falhas Sintéticas – são falhas normais lístricas, localizadas no bloco 
do teto da falha mestra, com direção de mergulho acompanhando 
aquela da falha mestra. Têm propagação em direção ao piso. 
(3) Falhas Antitéticas – são falhas normais lístricas, também localizadas 
no teto da falha mestra, com direção de mergulho oposta aquela da 
falha mestra. Têm propagação em direção ao teto. 
 
 
 Estas falhas são observadas principalmente em imagens geofísicas (p.e. 
sísmicas) capazes de revelar a arquitetura das bacias em profundidades bem abaixo do 
pacote de rochas vulcânicas e sedimentares que preenchem as bacias. 
 
 
 
Fig.11- Arquitetura esquemática de uma bacia extensional com seus principais tipos de falhas 
normais: Falha Mestra, Falhas Sintéticas e Antitéticas. 
 
 
 Falhas Inversas, ao se associarem desenham os leques imbricados de 
cavalgamentos e os duplexes (Boyer e Elliot, 1982), por exemplo (Figs.12 e 13). Usa-se 
especificamente o termo cavalgamento para as falhas inversas de baixo ângulo. 
 O leque imbricado de cavalgamentos (thrust imbricated fan) é um sistema de 
falhas inversas onde se destacam os seguintes elementos geométricos (Fig.12): 
(1) Falha de décollement – é a falha mestra, basal do sistema, que 
organiza o arranjo das demais falhas. Separa o piso do teto. 
(2) Splays – são falhas secundárias que convergem e se ajustam a falha 
de decóllement. Dependendo de sua posição e geometria, podem ser 
ainda classificados em: 
 - splay simples ou isolado – splay secundário projetado a partir da 
 falha principal. 
 - splays divergente- subsplay projetado a partir de um splay 
 simples ou isolado. 
 - splay de conexão – splay que se projeta ligando dois ou mais 
 splays simples. 
 - splay de rejuntamento – subsplay divergente a partir de um splay 
 secundário. 
 
(3) Terminação em splay, tipo rabo de cavalo – caracterizada por 
segmentos curtos de falhas secundárias, propagadas a partir da linha 
de terminação da falha. 
 
(4) Falhas da separação (tear fault) – são falhas tardias, paralelas a sub-
paralelas à direção de transporte tectônico (Fig.14) responsáveis pela 
compartimentação dos blocos sob encurtamento (por exemplo, em 
leques de cavalgamentos e sistemas de dobramentos). Individualiza 
blocos em regiões de compressão tectônica, onde há heterogeneidade 
na taxa de encurtamento, ou no comportamento mecânico, de 
segmentos crustais adjacentes. É freqüentemente confundida com 
rampas laterais (Fig.15). São falhas com caráter cinemático direcional 
a obliquo fortemente direcional. 
 
(5) Rampas (Fig. 15) – geralmente as falhas de baixo ângulo produzem 
“degraus” ao aumentar abruptamente seus ângulos de mergulho. 
Neste contexto definem as chamadas rampas ou lanços e patamares 
(flats e ramps). Dependendo da direção das rampas em relação à 
direção de transporte tectônico, se definem as rampas laterais 
(paralelas a direção de transporte); rampas frontais (perpendiculares a 
direção de transporte) 
 
 
 
 
 
Fig.12- Síntese dos principais tipos de splays ou falhas conjugadas possíveis de ocorrer em 
associação com sistema de cavalgamentos. 
 
 
 Os duplexes, no contexto dos sistemas de cavalgamentos (thrust duplex), são 
estruturas relativamente complexas sob o ponto de vista geométrico e cinemático 
(Fig.13). Geometricamente correspondem a arranjos de falhas onde se individualizam 
duas falhas de baixo ângulo, uma na base e outra no topo, denominadas cavalgamento 
de base (floor thrust) e cavalgamento de topo (roof thrust), respectivamente. Estas 
falhas são conectadas por splays intermediários, formando fatias de rochas limitadas 
por falhas, chamadas de horses. 
 
 
 
 
 
Fig.13 – Duplex compressivo, ou duplex de cavalgamento. O plano em verde representa uma 
camada ou superfície geológica de referência, deformada pela seqüência de cavalgamentos em 
splays, controlados por duas falhas posicionadas no topo e no teto do arranjo. Cada bloco 
encerrado no esquema representa um horse. As estrias têm posição paralela à direção de 
transporte tectônico ou direção de encurtamento. 
 
 
 
 
Fig.14 – Exemplos de falhas tardias, paralelas á direção de transporte tectônico, responsáveis 
pela separação, ou compartimentação de blocos em regimes de cavalgamentos e dobramentos, 
por encurtamento em regiões de colisão. Estas falhas são chamadas de falhas de separação 
(tear faults). Observe a semelhança destas estruturas com as rampas laterais da Fig.15, abaixo. 
 
 
Fig.15 – Falhas subordinadas a sistemas de cavalgamentos, classificadas de acordo com suas 
orientações em relação à direção de transporte tectônico regional. Rampas laterais estão 
dispostas na direção paralela ao transporte tectônico, enquanto que rampas frontais estão em 
alto ângulo ou perpendiculares á esta. A figura mostra a geometria do bloco do piso do 
cavalgamento, tendo sido removido o bloco do teto, para melhor visualização. 
 
 
 
c) Fraturas em Regime de Tensão Não-Coaxial (Cisalhamento 
Simples). 
 
 JUNTAS 
 O cisalhamento simples caracteriza-se geometricamente pelo arranjo dos eixos 
de tensão máxima e mínima (σ1 e σ3 respectivamente) no plano horizontal, orientados 
de modo oblíquo ás bordas da zona cisalhamento. O sentido de cisalhamento horário 
(dextral) ou antihorário (sinistral) é definido pela posição dos tensores máximo e 
mínimo em relação às bordas do sistema. O tensor σ2 posiciona-se na vertical, 
ortogonalmente a ambos σ1 e σ3. 
 Experimentos em caixa de cisalhamento simples, originalmente realizados por 
Cloos (1928) e posteriormente por Riedel (1929), em camadas centimétricas de argila, 
demonstraram a similaridade geométrica entre conjuntos de fraturas geradas sob estas 
condições, em diferentes escalas. 
 As fraturas encontradas nestes experimentos, conhecidas como Fraturas de 
Riedel têm sido identificadas em diferentes zonas de fraturas transcorrentes nas rochas 
terrestres,em escalas variando desde milimétrica até quilométrica, em falhas 
relacionadas a sismos modernos e falhas antigas (Tchalenko, 1970). 
 
 
Fig.16 – Deformação por cisalhamento simples com rotação dextral e sinistral em duas 
dimensões. O eixo σ2 posiciona-se na ortogonal em relação ao plano da figura. Observe a 
necessidade de inversão das posições dos eixos de tensão σ1 (encurtamento) e σ3 (estiramento) 
ao se considerar os padrões horários e anti-horários. No exemplo, o bloco apresentado se 
deforma de modo dúctil, para facilitar a visualização das direções de encurtamento e 
estiramento. 
 
 Em cisalhamento dextral (rotação horária relativa entre os blocos) aparecem 
os seguintes conjuntos de fraturas: 
(1) fraturas formando 60º entre si, com o eixo de tensão máximo (σ1) colocado 
aproximadamente na bissetriz. Essas fraturas, chamadas R e R’ (Riedel e 
Anti-Riedel respectivamente), com rotações dextral e sinistral 
respectivamente; a R acompanhando a rotação geral do bloco, e R’ girando 
em sentido contrário a R, sendo conhecida também como “antitética”. A 
fratura R forma ângulo em torno de 15º com a borda da zona enquanto que 
a R’ faz ângulo em torno de 75º com a mesma. 
 (2) fraturas com rotação acompanhando o sentido geral da zona formando 
ângulos rasos (15º) com a borda do sistema, chamadas de fraturas P. 
 (3) fraturas paralelas as bordas do sistema com o mesmo sentido de rotação 
geral da zona, conhecidas como fraturas Y ou D. 
 Em cisalhamento sinistral aparecem os mesmos conjuntos de fraturas, mas 
em posição especular em relação às fraturas do sistema dextral acima descritas. 
 
 É importante lembrar que estas fraturas, tanto para os arranjos gerados por 
cisalhamento puro quanto por cisalhamento simples, não necessariamente devem se 
formar em seus arranjos completos, com todos os tipos presentes. Podem aparecer 
isoladamente, ou em pares, ou em conjuntos variados em relação a esses modelos. 
 
 
 
 
 
Fig.17 – Padrões de Fraturas de Riedel - Modelos de sets de fraturas geradas em cisalhamento 
simples (deformação não-coaxial) sob cinemática dextral (á esquerda) e sinistral (á direita). As 
letras indicadas denominam as fraturas individualmente nestes arranjos (veja texto para 
detalhes). Observe que os conjuntos gerados em regimes dextrais e sinistrais se diferenciam por 
se posicionarem em uma relação especular respectivamente. Entre as fraturas mostradas, chama 
à atenção a fratura tipo R’ (antiriedel) que assume rotação sempre oposta em relação às demais 
fraturas do respectivo conjunto. 
 
 
 O estudo de fraturas, hoje conhecido como Fractografia, parte da Geologia 
Estrutural que se dedica com exclusividade ao estudo destas descontinuidades, é 
relativamente complexo para o geólogo de campo. Essa complexidade relativa aparece 
em função da necessidade do geólogo, ao estudar as fraturas, de se envolver de modo 
seguro com os diferentes mecanismos de quebramento das rochas, iniciando pela 
avaliação das condições mecânicas dos diferentes materiais rochosos, em seus 
diferentes ambientes crustais, e do estudo físico e matemático de distintos mecanismos 
de aplicação dos campos de tensão. A questão torna-se mais complexa quando o tempo 
geológico passa a ser envolvido na análise fractográfica: o intervalo de tempo 
considerado para o desenvolvimento dos conjuntos de fraturas, e o tempo geológico 
(idade) das fraturas em relação a um episódio tectônico regional. 
 A separação, ou organização temporal de fraturas é assunto complexo e exige a 
disponibilidade e busca de informações detalhadas sobre a relação geométrica e espacial 
dos diferentes conjuntos, uns em relação aos outros, e uma visão em várias escalas. 
 Como já foi anteriormente comentado, o tratamento dos dados de fraturas é 
estatístico, necessitando, portanto de uma amostragem detalhada e volumosa de 
medidas de atitudes de seus planos, seletivamente. A projeção estereográfica é a 
ferramenta mais indicada para a análise de fraturas, juntamente com o uso de diagramas 
de rosetas para representação de direções. Inúmeros programas de computação auxiliam 
nesse tratamento, por exemplo: Trade do IPT, Brasil; Poly3D da Stanford University; 
RocLab da Rocsciences Inc.; e muitos outros, quase todos de domínio público na 
internet. 
 Parte do estudo das fraturas é feito nos domínios da Geotecnia. Esta ciência, 
como parte da engenharia geológica, tem seu foco amplo nas relações e interferências 
das rochas e solos nas obras de construções civis de diversas naturezas, atuando, por 
exemplo, em escavação de túneis, minas, em projetos de aterros, fundações, estudos de 
percolação de fluidos em solos e rochas, etc. 
 A Geotecnia tem grande parte de seu campo de estudo voltado exclusivamente 
para as fraturas, considerarando-se principalmente a sua alta frequência e ocorrência 
comum em todos os tipos de terrenos e rochas, e o efeito de diminuição da resistência 
dos maciços devido sua presença. Essa ciência usa, de forma aplicada, os 
conhecimentos da Fractografia na solução de problemas de engenharia e geologia. 
 
 
 FALHAS EM CISALHAMENTO SIMPLES 
 
 Em regime de cisalhamento simples (deformação não-coaxial) observa-se o 
desenvolvimento de falhas classificadas como Falhas Direcionais ou Falhas 
Transcorrentes (strike slip faults), anteriormente mencionadas ao se mostrar os 
diferentes padrões geométricos de fraturas gerados em condições rúpteis (Fig.05c e d; 
Fig.10c). 
 Essas falhas são comuns em ambientes de bordas de placas direcionais 
(Woodcock e Fischer, 1986), como exemplo bastante conhecido a região da Falha de 
Santo André – Califórnia, representando falhas transformantes, podendo, no entanto 
aparecer em regiões intraplaca (Fig.18) tal como as falhas direcionais relacionadas às 
colisões continente-continente, tipo Himalaiana, no modelo de tectônica de escape 
(veja, por exemplo, Tapponnier, Peltzer e Arminjo, 1986). 
 Complementarmente as falhas direcionais intracontinentais, podem relacionar-
se ás regiões extensionais, no domínio das bacias, recebendo o nome de falhas 
transferentes ou compartimentais (veja, por exemplo, Bally et al. 1981; Costa, Hasui e 
Pinheiro, 1992). 
 
 
 
Fig. 18- Relações entre diferentes tipos de falhas direcionais observadas no contexto de uma 
borda de placas de colisão e intraplaca adjacente (Woodcock e Fischer, 1986). 
 
 As falhas direcionais têm tensores e direções de encurtamento e estiramento 
posicionados obliquamente a direção de seus planos, obedecendo ao critério de 
Anderson, já comentado anteriormente (Fig.10c, e ainda Fig.16). 
 As falhas direcionais em geral têm planos com geometria complexa, podendo 
ser representado por planos simples, retos a sinuoso (com desvios para a esquerda ou 
direita), ou ainda com planos em feixes, descontínuos, em desenhos escalonados 
(stepover) para a esquerda ou direita. A variação destes tipos é relacionada 
principalmente à taxa de deformação no momento de nucleação das mesmas, e a 
heterogeneidades encontradas nas rochas onde elas se propagam. 
 Desta forma, as falhas direcionais são acompanhadas de diversas feições 
tectônicas, melhor observadas em mapa, que dão ao conjunto relativa complexidade 
geométrica. Neste contexto coexistem feições extensionais e compressionais, articuladas 
com as direções oblíquas dos tensores de esforço e de deformação. 
 O plano da falha direcional ao ser desviado de direção ou interrompido em 
stepover para posições próximas da perpendicular dos tensores compressivos geram 
cavalgamentos oblíquos que se organizam em estruturas push up (ou pop up ou ainda 
em flor positiva). 
 Quando o plano da falha direcional sofre desvio de direção ou é interrompido e 
continuado em segmentos paralelos em stepover, para posições próximas a 
perpendicular dos tensores extensionais, geram falhas normais oblíquas que 
determinam a presença de estruturas tipo pull apart (ou em flor negativa). Nestes casos 
se estabelecem importantes locais de sedimentação, em diferentes escalas,de grande 
importância para a o estudo das bacias, chamadas bacias direcionais. 
 Uma observação muito importante com relação ás estruturas secundárias 
geradas em associação com as falhas direcionais é a possibilidade de se confundir as 
mesmas com feições transpressivas e transtensivas. 
 O fato de se instalarem feições oblíquas nos segmentos das falhas desviadas ou 
interrompidas em stepover leva a interpretações erradas quanto à presença destas 
situações de deformação. É importante observar que pull aparts e push ups, nestes 
casos, são feições subordinadas à condição pontual de cisalhamento simples, faltando, 
nestes exemplos, a componente de cisalhamento puro necessária para se estabelecer a 
condição transpressiva ou transtensiva (Teyssier, Tikoff e Markley, 1995). 
 A terminação destas estruturas geralmente desenha feições em rabo de cavalo 
(horse tail structures). Essas feições são relativamente comuns em todas as terminações 
de falhas de qualquer ordem representando uma reação mecânica necessária para a 
compensação de ausência de deslocamento. Nas terminações o deslocamento 
relacionado à falha é reduzido para zero. Essa redução é então compensada com a 
formação do rabo de cavalo, onde cada segmento menor (ou splay) “absorve” uma 
fração do deslocamento total da falha, possibilitando sua redução para zero neste local. 
 
 
 
 
Fig.19- Relações entre diferentes estruturas contracionais e extensionais associadas a desvios de 
direções do plano de falhas direcionais e arranjos em stepovers. Dependendo da cinemática 
imposta pelos tensores de esforço/deformação (setas vermelhas indicadas) em relação à 
geometria do plano, formam-se feições em pull aparts ou push ups. 
 
 
Fig.20 – Estrutura em Rabo de Cavalo (horse tail structure), com splays subordinados, 
em vista de mapa e em bloco diagrama esquemático. Observar que a cinemática define 
a presença de estruturas contracionais ou extensionais, em função da orientação de 
curvatura da terminação. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Literatura de Apoio 
 
 
Livros Textos: 
 
Costa, J.B.S.; Hasui, Y; Pinheiro, R.V.L.- 1992 – Bacias Sedimentares. Ed. da UFPA, 106p. 
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Hasui, Y. & Costa, J.B.S. - Zonas e Cinturões de Cisalhamento, UFPa, 1991. 
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Hobbs, B.E, ; Means, W.D. & Williams, P.F. John, W. & Sons, 1976, 
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Ramsay, J. G. & Huber, M.I. - The Techniques of Modern Structural Geology Vol. 2. Folds and 
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Twiss, R. J. & Moores, E.M. -1992 - Structural Geology. W.H.Freeman and Company, New 
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Artigos em Periódicos: 
 
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Riedel, W. -1929- Zur mechanic geologischer Brucherscheinungen: Centralbl. Mimeral. Geol. 
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