FOLIAÇÃO E CLIVAGEM...propriedade de certas rochas de se partirem em fatias ou lâminas...

Fabio Vito Pentagna Paciullo FOLIAÇÃO E CLIVAGEM

FOLIAÇÃO E CLIVAGEM São dois termos de amplo uso para descrever superfícies planares penetrativas, associadas a deformação. Embora pareçam palavras sinônimas, há quem faça diferença nas suas origens - clivagem teria natureza essencialmente mecânica, enquanto que foliação teria natureza essencialmente textural. Assim, Lockzy & Ladeira (1976) definem clivagem (lato sensu) como a propriedade de certas rochas de se partirem em fatias ou lâminas (sub)paralelas a superfícies planares denominadas de superfícies ou planos de clivagem, geradas durante dobramento; foliação (lato sensu) seria qualquer tipo de paralelismo de minerais e/ou massas minerais em uma rocha ígnea ou metamórfica. Segundo os autores, quando as superfícies de menor resistência da rocha são também superfícies de orientação de minerais tanto a palavra clivagem, como a palavra foliação podem ser utilizadas, tornando-se nestas circunstâncias sinônimas.

Esta separação entre clivagem e foliação decorre do fato de que dobramento e metamorfismo nem sempre andam juntos, ou seja, pode-se ter dobramento em rochas sem que haja metamorfismo associado, e vice-versa (p.ex. metamorfismo de contato). Entretanto, como na maioria dos casos trata-se de rochas provenientes de faixas móveis colisionais ou zonas de subducção, dobramento e metamorfismo ocorrem simultaneamente, ou seja, a clivagem é também uma foliação metamórfica

Hoje em dia, tende-se a considerar foliação como o termo geral e não genético usado para definir a presença de qualquer feição planar penetrativa em um corpo rochoso (Passchier & Trouw 1996). Estas superfícies são definidas por descontinuidades (p.ex. fraturas), orientação preferencial de grãos ineqüigranulares, agregados de mineral laminar ou alguma combinação dessas microestruturas (Fig. 1). Por esta definição, o fluxo magmático dado pela orientação de fenocristais seria uma foliação primária, ou seja, gerada durante a formação da rocha. Já o bandamento gnáissico, seria uma foliação metamórfica ou secundária, gerado pela atuação conjunta de deformação e metamorfismo (Tabela 1). Tabela 1 – Tipos de foliações primárias e secundárias.

Foliação Primária Foliação Secundária Fissilidade Foliação diagenética

Clivagens (ardosiana, espaçada, crenulação), estrutura de filitos e xistosidade

Bandamento de fluxo em lavas riolíticas Bandamento gnáissico Estrutura eutaxítica em tufos de queda de cinzas Seixos achatados em conglomerados Foliação de fluxo magmático em rochas ígneas intrusivas

Foliação (fluxion structure) em milonitos e outras rochas de falhas

As superfícies de foliação ou clivagem são definidas como superfícies Sn (n = 1, 2...), para diferenciá-las da superfície de acamamento sedimentar (S0 ou SS, de sedimentary surface)

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Figura 1 – Diagramas representativos de vários tipos de foliação, definidas por: (a)-aleitamento composicional; (b)-variação granulométrica; (c)-descontinuidades aproximadamente paralelas e pouco espaçadas como microfalhas ou fraturas; (d)-orientação preferencial de grãos, visto pelo alinhamento de suas bordas; (e)-orientação preferencial de minerais placosos ou agregados lenticulares de minerais. Estas microestruturas podem estar combinadas como mostrado em (f), uma combinação (a+e) comum tanto em rochas sedimentares como metamórficas. Extraído de Hobbs, Means & Williams (1976), An Outline of Structural Geology, fig. 5.1, pg. 214. I - FOLIAÇÕES PRIMÁRIAS EM ROCHAS SEDIMENTARES E ÍGNEAS

Embora foliações sejam freqüentemente associadas a rochas metamórficas, e por isso de caráter secundário, são também estruturas primárias encontradas em rochas sedimentares e ígneas. A fissilidade dos folhelhos, por exemplo, é uma foliação gerada durante a compactação do material lamoso. Foliação diagenética, também chamada de foliação de acamamento, é comumente observada em sedimentos pelíticos de muito baixo a baixo grau metamórfico que sofreram pouca ou nenhuma deformação (Borradaile et al. 1982, in: Passchier & Trouw 1996). A foliação diagenética é definida pela orientação preferencial de grãos elongados de mica com bordas desfiadas (Fig. 2). É interpretada como o resultado de compactação diagenética de sedimentos com micas detríticas (Williams 1972; Borradaile et al 1982, in: Passchier & Trouw 1996) - durante a compactação, as micas sofrem rotação passiva para uma direção paralela ao acamamento. A foliação diagenética é um exemplo de foliação definida pela orientação preferencial de micas que não está associada a formação de dobras.

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Figura 2 – Foliação diagenética paralela ao acamamento sedimentar, desenvolvida pela orientação preferencial de micas detríticas elongadas. Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.5, pg. 61.

Fluxos de lava viscosa de composição riolítica caracteristicamente apresentam bandamento

de fluxo (flow banding), fisicamente expresso por camadas e lâminas de mineralogia, cor e/ou textura distintas. Tufos de queda de cinzas possuem estrutura eutaxítica (eutaxitic structure), uma foliação criada pelo achatamento de fragmentos de púmice a anéis de bolhas de gás devido a compactação (Fig. 3)(Davis, G.H. 1984).

Figura 3 – Foliação primária ígnea em riolito da Caldeira Creede, San Juan Mountains, Colorado, USA. Extraído de Davis, G.H. (1984), Structure Geology of Rocks and Regions, fig. 12.31, pg. 424.

Rochas ígneas intrusivas freqüentemente possuem foliação de fluxo (flow foliation), ou

fluxo magmático. Por exemplo, as margens de diques, soleiras e plugs podem ter uma forte foliação como resultado do fluxo viscoso do magma ao atravessar a rocha encaixante. Como visto na colocação (emplacement) de corpos ígneos, intrusões ígneas podem reter registros de movimentos de fluxo interno na forma de foliações sutis desenvolvidas pelo alinhamento de cristais, fenocristais, inclusões e xenólitos.

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II – FOLIAÇÃO SECUNDÁRIA OU METAMÓRFICA As principais foliações metamórficas são: bandamento gnáissico, xistosidade, a clivagem de filitos (estrutura filítica), clivagem ardosiana, clivagem de crenulação e seixos achatados de conglomerados (Davis, G.H. 1984). O bandamento gnáissico é um aleitamento composicional constituído por bandas ou camadas de diferentes mineralogias, cores e/ou texturas, comum em rochas de grau médio e alto grau metamórfico – os gnaisses. É o resultado da combinação de processos de recristalização, dissolução (segregação metamórfica) e cisalhamento mecânico (Fig. 4).

Figura 4 – Dobras abertas em bandamento gnáissico dado por camadas de coloração e mineralogia diferentes (escuras ricas em máficos; claras ricas em félsicos). Ortognaisse do embasamento da região de Minduri, MG.

O termo clivagem (cleavage) é usado para rochas metamórficas de granulometria fina a muito fina, onde não se consegue observar os minerais formadores da foliação (p.ex. micas), geralmente em ambientes de grau baixo de metamorfismo. Para rochas de granulometria mais grossa nas quais já se pode observar os minerais formadores da foliação, p.ex. quando se pode identificar as micas (em ambientes de médio a alto grau metamórfico), usa-se o termo xistosidade (shistosity). Portanto, clivagem e xistosidade são formadas pela orientação preferencial de minerais micáceos, estando a diferença na granulometria e, conseqüentemente, no grau metamórfico – clivagens para rochas metamórficas de baixo grau e xistosidade para rochas de grau metamórfico médio a alto.

• MORFOLOGIA DA FOLIAÇÃO

Powell (1979) e Borradaile et al. (1982) propuseram uma classificação descritiva usando

feições morfológicas da foliação (Fig. 5) (in: Passchier & Trouw 1996). A classificação baseia-se nos elementos texturais da rocha que definem a foliação, tais como grãos elongados ou placosos, aleitamento composicional e descontinuidades planares ou lenticulares. A distribuição desses elementos nas rochas define se a foliação é contínua ou espaçada. Na foliação espaçada (spaced foliation), os elementos não estão homogeneamente distribuídos e a rocha é dividida em lentes ou leitos de diferentes composições. Na foliação contínua (continuous foliation), ou foliação de fluxo, os elementos estão homogeneamente distribuídos dentro da rocha, até a escala de minerais individuais. Clivagem de fratura e de crenulação são foliações espaçadas; clivagem ardosiana e xistosidade são foliações contínuas ou de fluxo.

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Figura 5 – Classificação morfológica de foliações usando-se um microscópio ótico. Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.6, pg. 62.

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FOLIAÇÃO CONTÍNUA É a superfície constituída pela orientação preferencial de grãos minerais placosos homogeneamente distribuídos. Micas e anfibólios são os principais, embora quartzo e outros minerais também possam definir uma foliação contínua (Fig.6).

(a) (b)

Figura 6 – (a)- Clivagem contínua em seção delgada definida pela orientação preferencial de material micáceo fino (clivagem ardosiana); (b)- Foliação contínua definida por cristais achatados de quartzo recristalizado dinamicamente. Granito milonítico. Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.9. pg. 65 e fig. 3.24, pg. 41, respectivamente.

Rochas de baixo grau metamórfico e de granulação fina comumente apresentam uma foliação contínua dada pela orientação preferencial de micas. É denominada de clivagem ardosiana, pois é comum nas ardósias (Figs. 6a e 7). Caso as micas possam ser reconhecidas a olho nu, passa a se chamar de xistosidade contínua. Por ocorrer em rochas de granulometria fina, a clivagem ardosiana é estudada em seções delgadas. Em microscópios mais potentes, muitas vezes uma clivagem ardosiana revela-se como uma clivagem espaçada, fazendo com que a separação entre as duas seja uma questão de escala de observação. Assim, um espaçamento não superior a 50 µm é considerado como o limite máximo para a clivagem ardosiana (Passchier & Trouw 1996).

FOLIAÇÃO ESPAÇADA

A foliação espaçada é constituída por dois domínios: o da clivagem (cleavage domain) e micrólitons (microlithons) (Fig. 5). Em xistos e filitos, são também chamados de domínio M (rico em micas) e domínio Q (rico em quartzo). Os domínios de clivagem (Figs. 8, 9 e 10) são superfícies planares e seus elementos estão orientados segundo a direção do domínio. Em metapelitos, os domínios da clivagem são, geralmente, ricos em micas e minerais como ilmenita, grafita, rutilo, apatita e zircão. (Passchier & Trow 1996). Micrólitons (Figs. 8, 9 e 10) estão entre domínios de clivagem e contém elementos que estão fracamente orientados ou não apresentam nenhuma orientação preferencial.

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Figura 7 – Arenitos e folhelhos do Devoniano Médio, afloramento em Wild Pear Beach, Combe Martin, North Devonshire, Great Britain. Clivagem ardosiana plano axial bem desenvolvida nos folhelhos escuros (centro do sinformal) e clivagem de fratura (disjuntiva) nos arenitos maciços cinza claro (canto inferior direito). Extraído de Badgley, P.C. (1965), Structural and Tectonic Principles, fig. 8-1, pg. 279. OBS: notar a refração da clivagem na passagem de folhelho para arenito embora, no geral, ainda seja subparalela ao plano axial do sinformal.

(a) (b)

Figura 8 – (a)- Clivagem espaçada em domínios: domínios anastomosados de clivagem correm inclinados para a direita (S1). “Livros” de clorita (clorite stacks) nos micrólitons, orientados perpendicularmente (S0). (b)- Clivagem de crenulação, com domínios de clivagem S2 correndo inclinados para a direita (leitos escuros, ricos em micas) e micrólitons com foliação mais antiga S1 correndo inclinada para a esquerda (orientação preferencial dentro dos leitos claros, ricos em quartzo). Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, figs. 4.13 4.12, pg. 67, respectivamente.

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Foliação espaçada também pode ser subdividida de acordo com o tipo de micróliton: se contiver uma foliação anterior microdobrada, denomina-se clivagem de crenulação; se não, é denominada de foliação disjuntiva (clivagem ou xistosidade conforme a granulometria) (Fig. 9).

(a) (b)

Figura 9 – Subdivisão da foliação espaçada conforme a estrutura no micróliton.(a)- clivagem de crenulação: domínios de clivagem S2 inclinados para a esquerda (leitos escuros ricos em micas preferencialmente orientadas) e domínios de micrólitons com foliação mais antiga S1 microdobrada (envoltória quase perpendicular a S2). Notar que S2 tende a se posicionar paralelamente ao plano axial das microdobras. (b)- clivagem disjuntiva em quartzo-mica filito definida pelos leitos subhorizontais ricos em biotita (domínios de clivagem) e outros ricos em quartzo-mica (micrólitons). Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, figs. 4.11 e 4.10, pg. 66, respectivamente.

Foliações espaçadas que possuem micrólitons lenticulares são denominadas de foliação

espaçada em domínios, ou clivagem ardosiana em domínios se os planos de foliação forem muito próximos (Figs. 8a e 9).

Figura 10 – Clivagem ardosiana em domínios. As linhas escuras que correm inclinadas para a direita são leitos ricos em aluminossilicatos (micas) e definem a clivagem (domínios de clivagem). Entre eles, leitos ricos em quartzo-mica (micrólitons) com orientações variadas e, geralmente, inclinadas em relação a foliação. Detalhes da clivagem ardosiana em domínios na fig. 8a. Extraído de Hobbs, Means & William (1976), fig. 5.7a, pg.221.

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Outros critérios morfológicos podem ser considerados quando se descreve foliações espaçadas, os quais encontram-se na fig. 5. III - MECANISMOS DE FORMAÇÃO DE FOLIAÇÕES Foliações secundárias desenvolvem-se em resposta a deformação permanente das rochas (deformação plástica). Os principais fatores controladores são: composição da rocha (tipo litológico), magnitude e orientação do stress, condições metamórficas incluindo temperatura, pressão litostática e pressão e composição de fluidos. Os processos de formação de foliação incluem: rotação mecânica de grãos tabulares ou elongados, transferência de soluções geradas por dissolução e precipitação, deformação cristalplástica, recristalização dinâmica e processos relativos, crescimento mimético, crescimento orientado definido por campo de stress, microdobramento. Uma lista dos principais mecanismos e processos na formação de foliações é dada nas figuras abaixo (Passchier & Trouw 1996).

Figura 11 – Diagrama esquemático de mecanismos que contribuem na formação de foliações. a- trama da rocha no início da deformação. b- depois da deformação. 1- cristais elongados (retângulos abertos) e marcadores passivos (linhas sólidas) sofrem rotação em resposta a deformação. Cristais elongados que se posicionam perpendicularmente aos esforços compressivos são dobrados após a deformação. 2- grãos sob stress induzido mudam de forma por transferência de soluções. Cinza é o material original, branco é sobrecrescimento. 3- grãos mudam de forma por deformação cristalplástica. 4- agregados polimineralógicos desenvolvem foliação pelos processos 1 + 2 quando assistidos por transferência de soluções sob stress induzido. 5- crescimento de grãos de mica paralelo a (001) durante ou após encurtamento. Isto leva a um aumento na intensidade da foliação porque grãos orientados na direção da foliação podem crescer para tamanhos maiores do que aqueles em direção obliqua. 6- nucleação e crescimento orientados de um mineral sob um campo de stress. 7- crescimento mimético de grãos elongados devido a restrições na direção de crescimento imposta por foliações pré-existentes. 8- crescimento restrito paralelo a minerais placosos. Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.15a,b, pg. 69.

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Figura 12 – Desenvolvimento de algumas foliações por cisalhamento simples progressivo e cisalhamento puro: a - orientação inicial aleatória de minerais isolados elongados ou planares; b – orientação preferencial inicial de minerais isolados elongados ou planares; c – grãos originalmente equigranulares. As barras cinza indicam a direção do plano XY do strain finito da deformação. Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.16, pg. 70. ROTAÇÃO MECÂNICA DE GRÃOS TABULARES OU ELONGADOS Elementos planares quando submetidos à deformação dúctil homogênea tendem a se orientar paralelamente a direção do plano XY do strain finito. Numa deformação por cisalhamento puro, estariam numa posição perpendicular as direções da compressão; se por cisalhamento simples, em diagonal com as direções do cisalhamento (Figs. 12a e 11.1).

Minerais elongados ou tabulares como micas e anfibólios têm este comportamento. Se uma foliação mais velha estiver presente, (a) a nova foliação não vai seguir a direção do plano XY, no caso de deformação por cisalhamento simples; (b) realça a foliação velha seguindo suas direções (Fig. 12b).

Minerais com grãos originalmente equidimensionais também se tornam alinhados ao traço do plano XY de strain finito quando sofrem deformação dúctil homogênea (Fig. 12c)(Passchier & Trouw 1996).

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DISSOLUÇÃO E PRECIPITAÇÃO Dissolução (pressure solution), com retirada do material solúvel e precipitação de material insolúvel (solution transfer), pode produzir grãos inequigranulares que ajudam a definir uma foliação secundária (Fig. 11.2). Com a saída do material solúvel, restam películas escuras de material insolúvel ao longo de superfícies de dissolução, que podem ter uma aparência estilolítica ou planar (Fig. 13).

Figura 13 – Clivagem de crenulação discreta (S2 subhorizontal) superposta a uma clivagem ardosiana (S1 inclinada da esquerda para a direita). A clivagem de crenulação é definida por películas escuras subhorizontais com aparência serrilhada à suave. As películas são interpretadas como acumulação de material insolúvel ao longo de superfícies de dissolução. Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.19, pg. 73.

Dissolução e precipitação de materiais insolúveis são processos importantes no

desenvolvimento de foliações secundárias por microdobramento (Passchier & Trouw 1996). É o caso da clivagem de crenulação, por exemplo. O dobramento de uma foliação anterior (mais velha) produz diferenças em orientação de elementos planares, em relação às direções de encurtamento instantâneas. Os contatos quarzto-mica, por exemplo, têm orientações diferentes nas charneiras e nos flancos de tal modo que dissolução preferencial tende a atuar nos flancos das microdobras conforme a deformação progride (Fig. 14).

Figura 14 – Fechamento progressivo de dobras com formação de clivagem de crenulação diferenciada (S2). Nos flancos das microdobras ocorre dissolução preferencial de quartzo, devido a posição dos contatos quartzo-micas em relação aos esforços compressivos (direção σ1 de stress) – o stress normal sobre estes contatos é maior nos flancos do que nas charneiras; a e b são dois estágios de uma deformação progressiva (cf.figs. 8b e 9a). Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.21a e b, pg.74.

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DEFORMAÇÃO CRISTALPLÁSTICA Processos que agem dentro da rede cristalina de grãos minerais, como defeitos (dislocation creep) e difusão iônica em estado sólido (solid state diffusion), podem transformá-los em cristais com formas achatadas e/ou elongadas com a extensão máxima paralela ao plano XY do strain finito. O resultado é uma orientação preferencial de formas cristalográficas, geralmente acompanhadas pelo desenvolvimento de extinção ondulante (Fig. 15). Em casos extremos, formam-se fitas de quartzo monocristalino como, por exemplo, nos milonitos.

Figura 15 – Diagrama esquemático para o desenvolvimento de foliação gerada por deformação cristalplástica, ilustrando o comportamento da orientação da trama cristalográfica. Os traços nos grãos indicam planos de deslizamento ativos para deslocamento de quartzos. Os grãos com planos de deslizamento horizontais e verticais não se deformam devido as suas orientações especiais. Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.23a e b, pg. 75.

Figura 16 – Metaconglomerado de baixo grau metamórfico com seixos altamente elongados de quartzo monocristalino, predominantemente. Extinção ondulante nos quartzos indicam que deformação cristalplástica foi importante. Alguns seixos são mais deformados que outros, provavelmente devido à orientação cristalográfica favorável ao achatamento. Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.24, pg. 75.

RECRISTALIZAÇÃO DINÂMICA E PROCESSOS CORRELATOS Recristalização dinâmica e crescimento de minerais orientados, p.ex. micas, são importantes mecanismos no desenvolvimento de foliações. Incluem-se aqui processos de recristalização e recuperação (processo que transforma um grão equigranular em vários subgrãos, com diferentes ângulos de extinção) (Fig. 17).

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Figura 17 – Subgrãos elongados em cristal de quartzo deformado. Notar a formação de novos subgrãos elongados nos cantos superior esquerdo e inferior direito. Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.25 pg. 76.

CRESCIMENTO MIMÉTICO Em algumas rochas, cristais elongados que ajudam a definir uma foliação secundária podem crescer nesta direção após ter cessado a fase de deformação responsável pela foliação. Este processo é denominado de crescimento mimético (Passchier & Trouw 1996). Cristais elongados podem substituir minerais pré-existentes, herdando suas formas (Fig. 18a); nuclearem e crescerem dentro da trama orientada, seguindo esta orientação(Figs. 11-7 e 18b) ou podem crescer ao longo de camadas ricas em componentes necessários para seu crescimento, desta forma substituindo mimeticamente a trama acamadada (Fig. 18c). Algumas fitas monocristalinas formam-se desta maneira.

Figura 18 – Três exemplos de como crescimento mimético influência na formação de foliação secundária. a – após ter cessado a deformação, minerais definidores de foliação podem ser substituídos por outros que herdam suas formas mantendo, assim, a foliação antiga. b – novos minerais crescem aproveitando uma trama que já possua uma forte orientação preferencial (p.ex: biotita crescendo numa trama de muscovitas orientadas). c – certos minerais seguem bandamentos composicionais pré-definidos por causa da mobilidade limitada de íons (p.ex: cordierita ou estaurolita podem seguir bandas pelíticas por causa da disponibilidade de ìons de Al 3+). Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.26a-c, pg.77.

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Crescimento mimético é, provavelmente, um importante processo nos estágios finais do desenvolvimento de foliações, especialmente em condições de médio à alto grau metamórfico (Passchier & Trouw 1996). A facilidade com que certos minerais crescem segundo determinadas direções cristalográficas, p. ex. micas tendem a crescer segundo o plano cristalográfico (001), fazem com que orientações preferenciais pré-existentes possam ser realçadas, mascaradas ou até destruídas (Fig. 11-5 e 7). Clivagem de crenulação pode ser progressivamente destruída desta maneira, transformando-se numa xistosidade irregular. Charneiras de microdobras de clivagem de crenulação parcialmente recristalizadas são denominadas de arcos poligonais (Fig. 19).

Figura 19 – Estágios de desenvolvimento de clivagem de crenulação com aumento da deformação (eixo vertical) e da temperatura (eixo horizontal). A baixas temperaturas (a, até fácies xisto verde inferior), rotação e diferenciação por dissolução com transferência de soluções são os principais mecanismos de formação da clivagem; a temperaturas mais altas (b), recristalização e crescimento de grãos (incluindo novos minerais) são os fatores predominantes. No estágio 1 forma-se crenulação suave na foliação antiga S1, sem desenvolvimento de nova clivagem S2. Alguma recristalização pode ocorrer nas charneiras de dobras D2. No estágio 2, a crenulação é algo mais apertada com uma discreta clivagem de crenulação S2 visível. S1 continua sendo a foliação principal. No estágio 3, a clivagem de crenulação está desenvolvida de tal maneira que tanto S1 como S2 estão impostas claramente na rocha. Arcos poligonais nas charneiras das microdobras estão presentes em condições de temperaturas mais altas (b3 e b4). No estágio 4, S2 claramente predomina e S1 só é reconhecido em alguns restos de charneiras de microdobras. O estágio 5 mostra o produto final deste processo onde S1 é completamente transposto e não mais reconhecido. Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.17a,b, pg.71.

Um efeito similar ao crescimento mimético é o crescimento de minerais normalmente equidimensionais como quartzo e calcita entre micas ou outros cristais elongados com uma orientação preferencial (Fig. 11-8). Devido à restrição de seu crescimento imposto pelas micas, tais grãos podem obter uma forma elongada que reforçam a foliação pré-existente. CRESCIMENTO ORIENTADO DEFINIDO POR CAMPO DE STRESS A possibilidade de nucleação orientada e crescimento de minerais metamórficos sob campo de stress diferencial foi proposto por Kamb (1959) e é termodinamicamente possível, produzindo uma forte orientação preferencial tanto na forma como no hábito dos cristais sem estar necessariamente associado a um alto strain (in Passchier & Trouw 1996). Contudo, rochas

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submetidas a stress diferencial alto são comunmente deformadas, o que faz com que se torne difícil provar que a orientação preferencial desenvolvida não foi por um dos mecanismos citados acima. Algumas xistosidades bem desenvolvidas em rochas de grau médio a alto de metamorfismo com cristais de hábitos não deformados e com contatos de grãos retilíneos podem ser resultantes deste processo, embora recristalização estática e crescimento mimético de grãos que obtiveram orientação preferencial por rotação também produzem trama similar. MICRODOBRAMENTO Se a rocha possui uma trama planar pré-existente (p.ex. foliação S1), o seu dobramento produz microdobras harmônicas regularmente espaçadas que evoluem para clivagem de crenulação. Os flancos das microdobras alinham-se de tal forma que constiuem uma foliação incipiente, mas em muitos casos dissolução ou cristalização e recristalização orientadas de novos grãos tornam-se importantes após as dobras terem alcançado uma certa amplitude, desenvolvendo assim uma foliação espaçada ao longo dos flancos das microdobras (Figs. 8b, 9a, 19). Entretanto, foliação espaçada também pode se formar sem dobramento de uma trama pré-existente (Fig. 13). Microdobramento desarmônico e kinking de micas individuais também podem aumentar a orientação preferencial de micas pela rotação de segmentos ricos em mica para direções diferentes da direção de encurtamento. IV - FOLIAÇÕES x DOBRAS Foliação secundária relaciona-se com dobramento da seguinte maneira: a foliação é plana axial às dobras de mesma fase de deformação, ou seja, tende a ser paralela ou subparalela ao plano axial das dobras desta fase (Figs. 7, 20 e 21a). Em alguns casos, a foliação pode estar disposta de tal modo que produz um arranjo em leque ao longo da dobra (Fig. 21b).

Figura 20 – Foliação secundária (xistosidade) definida pela orientação preferencial de micas paralelas ao plano axial das dobras. Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.29, pg.80.

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A foliação pode se refratar quando passa de uma camada incompetente para outra competente – refração da foliação (Figs. 21 e 22). Foliação em leque e refração podem ser produzidos pela partição do strain ou por rotação passiva de camadas relativamente competentes nos flancos de dobras, após encurtamento paralelo ao aleitamento (Figs. 23 e 25).

Figura 21 – a - Refração da foliação em camadas competentes. Além da mudança na orientação devido à refração, ocorre também uma mudança na morfologia da foliação: nas camadas pelíticas a foliação é contínua (p.ex. ardosiana) enquanto que na camada psamítica (arenosa) a foliação é disjuntiva (p.ex. clivagem de fratura). b – Orientação altamente variável da foliação em sucessão de rochas com forte contraste de competência. Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.30, pg.80.

Figura 22 – Refração da foliação devido à diferença de competência entre camadas pelíticas (escuro) e sílticas (claras). Nas camadas pelíticas a foliação é uma clivagem ardosiana, na camada síltica é uma clivagem de fratura espaçada. Fácies heterolítica, Neoproterozóico, São João Del Rei, MG.

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Figura 23 – Padrões de foliação em dobras com: sem (A), algum (B) e forte (C) encurtamento paralelo ao aleitamento – foliação em leque convergente nas camadas competentes e em leque divergente nas incompetentes. (D) mostra a geometria modificada da dobra e da foliação geradas a partir de um strain homogêneo com encurtamento normal à superfície axial da dobra. Rocha P é mais competente que rocha Q. Extraído de Ramsay & Huber (1987), The Techniques of Modern Structural Geology, fig. 21.26, pg.465.

Outra feição geométrica importante é a lineação de interseção (Ln) entre a foliação e a superfície dobrada - será paralela ao eixo da dobra correspondente, ou seja, a atitude da lineação de interseção indica a atitude do eixo da dobra a qual pertence (Fig. 24).

Figura 24 – Lineação de interseção entre clivagem e acamamento em dobra antiformal. Os traços lineares da clivagem no acamamento (lado esquerdo) são paralelos à linha de charneira da dobra. Extraído de Ramsay & Huber (1987), The Techniques of Modern Structural Geology, fig. 21.32, pg.468.

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V - FOLIAÇÃO E O PLANO XY DE STRAIN Em geral, considerava-se que a foliação plano axial fosse paralela ao plano XY do elipsóide de strain finito (strain acumulado durante um período específico de tempo. Parte do strain total). Atualmente, considera-se que a foliação acompanhe aproximadamente o traço do plano XY do strain tectônico (induzido por deformação tectônica, geralmente após diagênese). Entretanto, um paralelismo perfeito não é encontrado na natureza uma vez que muitos sedimentos e rochas ígneas já podem apresentar uma deformação anterior, até mesmo primária como, por exemplo, foliação diagenética em sedimentos (strain diagenético - aquele resultante de processos diagenéticos como compactação e saída de fluidos) e fluxo magmático em batólitos (Fig. 25). O strain total de uma rocha inclui o strain diagenético e tectônico acumulados.

Figura 25 – Relações strain x foliação. A – sem strain inicial, a foliação apresenta disposição em leque e forte refração (ver Fig. 24A); B – com strain inicial dado por encurtamento paralelo ao aleitamento, a foliação tende a se dispor mais paralelamente ao plano axial e com menos refração (ver Fig. 24B,C e D); C – com strain inicial dado por compactação diagenética e, D – com strain inicial obliquo. Extraído de Ramsay & Huber (1987), The Techniques of Modern Structural Geology, fig.21.3, pg.447.

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VI - RELAÇÕES DE SUPERPOSIÇÃO Foliações podem ser utilizadas para se obter informações sobre strain, condições metamórficas e relações de superposição de estruturas (Passchier & Trouw). Esta última talvez seja a aplicação mais prática no estudo de foliações (em seções delgadas). Seu princípio é simples: tendo-se microdobras, a superfície que está sendo dobrada sempre será mais antiga que as feições desenvolvidas ao longo das superfícies axiais, ou aquelas que cortam estas dobras. Qualquer superfície associada aos planos axiais destas dobras estará geneticamente relacionada com elas, ou seja, serão da mesma fase de deformação. Planos de foliação que cortam obliquamente os dois flancos de dobras serão mais novas que estas (Fig. 26).

Figura 26 – Relações de superposição. (a) – Dobras apertadas com traços de superfície de clivagem E-W (S1) superposta por dobras abertas com traços axiais N-S (S2). (b) – Detalhe da clivagem na camada pelítica. S1 está crenulado e superposto por S2. Extraído de Hobbs, Means & Williams (1976), An Outline of Structural Geology, fig.8.2, pg.350. Em geral, uma primeira fase de deformação (D1) produz clivagem ardosiana (S1) aproximadamente paralela ao plano axial das dobras F1. Dependendo da abertura da dobra, a clivagem faz algum ângulo com o acamamento sedimentar (S0) nos flancos, mas, nas charneiras, é sempre perpendicular a S0. Normalmente, a primeira fase de deformação causa uma orientação preferencial de elementos que estariam aleatoriamente dispostos na trama da rocha, ou seja, a clivagem a se formar não seria uma clivagem de crenulação e sim uma foliação contínua (OBS: entretanto, se uma forte foliação diagenética já estiver imposta na rocha, provavelmente a clivagem a se formar deverá ser de crenulação). Uma segunda fase de deformação (D2) deverá produzir uma clivagem de crenulação (S2), pois dobra uma superfície já orientada S1, sendo plano axial a dobras F2. Uma terceira fase de deformação (D3) irá redobrar as dobras F1 e F2, assim como as clivagens anteriores produzindo uma nova clivagem também de crenulação (S3), plano axial a dobras F3. Fases de deformação posteriores poderão assim ser reconhecidas de maneira similar pelas superposições de estruturas e clivagens mais velhas (Fig. 27).

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Figura 26 – Seqüência de eventos que levam a redobramento seletivo de uma segunda foliação S2 por D3 enquanto a foliação mais antiga S1 parece não ser afetada. a – S1 é formada por compressão vertical. b – compressão lateral por D2 produz uma clivagem de crenulação diferenciada com forte inclinação. c – compressão oblíqua D3 resulta em redobramento seletivo de flancos diferenciados de dobras D2 por causa de suas orientações. Os outros flancos são progressivamente desdobrados até S1 se tornar aproximadamente paralelo ao plano axial das dobras D3. Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.36, pg.86.

Figura 27 – Clivagem de crenulação diferenciada S2 (esquerda inferior para direita superior) deformando clivagem espaçada disjuntiva S1 (esquerda superior para direita inferior). S2 é dobrada por D3. Compara com esquema da fig. 26. Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.37a, pg.87.

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VI – TRANSPOSIÇÃO DA FOLIAÇÃO O termo transposição refere-se ao progressivo apagamento de uma superfície de referência (S0, S1, Sn, etc.) devido a dobramento apertado acompanhado por algum processo de diferenciação (Fig.27). O termo também pode ser usado num sentido mais geral como sendo o apagamento de estruturas antigas por forte deformação mais nova (Fig. 28).

Figura 27 – Possível seqüência de eventos no desenvolvimento de uma foliação transposta S2, pelo dobramento de foliação mais antiga S1 (Turner & Weiss 1963). Extraído de Hobbs, Means & Williams (1976), An Outline of Structural Geology, fig.5.34, pg.261.

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Figura 28 - Transposição em turbiditos neoproterozóicos. Acamamento sedimentar dado por leitos psamíticos (claro) e pelíticos (escuro). Camadas psamíticas estão sendo transformadas pela clivagem vertical S1 em lentes paralelas a ela e dispostas en echelon. A envoltória das lentes indica acamamento inclinado para direita. Nesta escala, a transposição não é dada por dobramento e sim por superposição de uma clivagem sobre o acamamento. Turbiditos Zerrissene, Namíbia, África.

Uma parte essencial do processo de transposição é a rotação, por dobramento, de uma foliação pré-existente para uma orientação aproximadamente paralela ao plano axial das dobras (Hobbs, Means & William 1976). Sendo assim, nos flancos das dobras apertadas e isoclinais a foliação tende a se posicionar paralelamente ao acamamento sedimentar enquanto que nas charneiras serão perpendiculares (Fig. 29).

Figura 29 – Dobra isoclinal D2 mostrando o paralelismo nos flancos das orientações de S0, S1 e S2 e o ângulo entre S2 e S0/S1 na charneira. Extraído de Passchier & Trouw (1996), Microtectonics, fig. 4.38, pg.88.

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• PROCESSOS ENVOLVIDOS NO DESENVOLVIMENTO DE FOLIAÇÕES

TRANSPOSTAS

Transposição começa com dobramento apertado e, a partir daí, o processo consiste em eliminar os fechamentos (charneiras) das dobras. Enquanto existirem charneiras, significa que partes da superfície dobrada não sofreram rotação para um paralelismo com ao plano axial das dobras e, portanto, a transposição está incompleta (Hobbs, Means & William 1976). Os processos envolvidos nom desenvolvimento de foliações transpostas podem ser: Sander (1911) postulou que conforme as dobras tornam-se apertadas, comunmente desenvolvem-se nos seus flancos descontinuidades paralelas ao aleitamento. Tais superfícies, se persistentes, cedo ou tarde cortam as charneiras das dobras, mascarando suas presenças. Turner & Weiss (1963) mostram como a transposição pode ser alcançada pelo rompimento de flancos curtos em dobramento assimétrico (Fig. 27). Williams (1967) mostra processo semelhante envolvendo boudinage de camadas competentes e sua rotação e transposição numa matriz incompetente (Fig. 30).

Figura 30 – Possível seqüência de eventos no desenvolvimento de foliação transposta S2 pelo dobramento e boudinage de S1. Extraído de Hobbs, Means & Williams (1976), An Outline of Structural Geology, fig.5.35, pg.262.

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BIBLIOGRAFIA RECOMENDADA DAVIS, G.H. 1984. Structural Geology of Rocks and Regions. John Wiley & Sons, Inc., 492 p. HOBBS, B.E.; MEANS, W.D. & WILLIAMS, P.F. 1976. An Outline of Structural Geology, John

Wiley & Sons Inc, 571 p. PASSCHIER, C.W. & TROUW, R.A.J., 1996. Microtectonics, Ed. Springer-Verlag, 289 pg. 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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FOLIAÇÃO E CLIVAGEM...propriedade de certas rochas de se partirem em fatias ou lâminas...

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