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
Fissilidade
Foliação diagenética
Bandamento de fluxo em lavas riolíticas
Estrutura eutaxítica em tufos de queda de cinzas
Foliação de fluxo magmático em rochas ígneas
intrusivas
Foliação Secundária
Clivagens (ardosiana, espaçada, crenulação),
estrutura de filitos e xistosidade
Bandamento gnáissico
Seixos achatados em conglomerados
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. atrama 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, formamse 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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FOLIAÇÃO E CLIVAGEM
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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FOLIAÇÃO E CLIVAGEM
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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FOLIAÇÃO E CLIVAGEM
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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FOLIAÇÃO E CLIVAGEM
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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FOLIAÇÃO E CLIVAGEM
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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FOLIAÇÃO E CLIVAGEM
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
TRANSPOSTAS
FOLIAÇÃO E CLIVAGEM
NO
DESENVOLVIMENTO
DE
FOLIAÇÕES
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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FOLIAÇÃO E CLIVAGEM
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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