Apostila_metamorfica

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APOSTILA DIDÁTICA DE ROCHAS METAMÓRFICAS
Antenor Zanardo & Guillermo Rafael Beltran Navarro
INTRODUÇÃO
	O metamorfismo é definido como o processo de modificações mineralógicas e estruturais de rochas, em estado sólido, em resposta a condições físicas e químicas que diferem das condições prevalecentes durante sua formação. Não se incluem na definição de metamorfismo os processos diagenéticos e intemperismo.
	O metamorfismo ocorre em profundidade, não sendo acessível à observação direta daí o desenvolvimento pleno desse estudo ocorreu apenas na segunda metade do século XX, sendo um dos ramos das ciências naturais dos mais novos. No início o estudo se limitava a deduções feitas a partir do mapeamento minucioso de algumas regiões, onde as rochas metamórficas afloravam de maneira mais evidente, com o passar do tempo ganharam importância os estudos termodinâmicos e experimentais realizados em laboratório através de autoclaves e sofisticada aparelhagem de análise.
	As primeiras observações são atribuídas a Giovanni Arduino, que em 1779, observou nos Alpes evidências de movimentação e transformação de calcário em mármores, chamando de “metamorfose”. Na mesma época, Hutton reconheceu que alguns mica xistos, na Escócia, representava folhelhos, em decorrência de aumento de pressão e temperatura. O termo metamorfismo é atribuído a Charles Lyell (1930). Como importantes marcos do desenvolvimento do estudo de metamorfismo destacam-se os estudos de Harry Rosenbusch, em 1877, que enfocou as rochas da auréola metamórfica ao redor de uma intrusão granítica e o de George Barrow, em 1893, que definiu a distribuição de minerais indicativos do aumento da intensidade do metamorfismo de folhelhos nas Terras Alta (Highlands) na Escócia, estabelecendo os princípios para a definição de minerais índices e zonas metamórficas.
	As idéias modernas sobre metamorfismo começaram com Viktor Goldschmidt, desenvolvida na primeira metade do século XX (1900-1910) na Noruega, em auréolas de metamorfismo de contato ao redor de pequenos corpos de sienitos e granitos. Verificou que os minerais se associavam de acordo com determinadas condições, além de investigar as condições da formação de wollastonita, utilizando cálculos termodinâmicos. 
	Na mesma linha de Goldschmidt, Pentti Eskola estudou os terrenos metamórficos da Finlândia, aplicando princípios de equilíbrio químico em associações minerais, que refletem as condições de pressão atuantes durante o metamorfismo. Dessa forma, estabeleceram-se os princípios básicos para o mapeamento geológico utilizando fácies metamórficas e equilíbrio químico em associações.
	O grande avanço ocorreu na segunda metade do século XX, a partir dos experimentos laboratoriais com materiais crustais sob condições de pressão e temperaturas elevadas, permitindo a modelagem da evolução de terrenos metamórficos e o desenvolvimento do conceito de Fácies Metamórfico evoluiu para Séries Faciais.
	O estudo das rochas metamórficas e essencial para o entendimento da evolução geológica, aspecto essencial para a pesquisa mineral e para a ocupação racional de nosso planeta. A análise dos produtos do metamorfismo, que são as rochas metamórficas, envolve observações de campo (associação petrográfica, distribuição e relacionamento dos litotipos, alterações absolutas e relativas, variações de texturas, estruturas e colorações, etc.), com coleta de amostras representativas para análises laboratoriais. As análises, na dependência das necessidades ou complexidade podem restringir-se a investigação macroscópica com auxílio de lupa, ou depender de investigação com microscópio petrográfico, microscópio eletrônico, microssonda (análise química mineralógica), difração de raios X, análises químicas de rochas (elementos maiores, menores e terras raras) de luminescência e de outros equipamentos e metodologias mais específicas. Desses estudos o de microscopia óptica e indubitavelmente o que mais contribui para a elucidação dos enigmas das rochas metamórficas, uma vez que permite uma visualização do relacionamento entre os minerais (reações, microestruturas e texturas), aspecto imprescindível para entender a evolução metamórfica, bem como para direcionar as outras análises.
	Um dos aspectos mais importantes na caracterização das rochas metamórficas refere-se à orientação dos minerais, ou seja, a foliação, estrutura dependente dos mecanismos de deformação que atuarão durante a formação da rocha.
ANÁLISE PETROGRÁFICA
	A análise petrográfica inicia-se com uma boa descrição petrográfica envolvendo atividades de campo e de laboratório. No campo, devem ser observados e anotados convenientemente os seguintes aspectos:
- Anisotropias – tipos de anisotropias (xistosidades, bandamentos, superposições, etc.).
- Estruturas/texturas (tectonitos L, LS, SL e S), microzonas de cisalhamentos, indícios de mobilizações, anatexias, infiltrações ou injeções magmáticas, etc.
- Rochas – variações, contatos, relacionamentos entre elas, etc.
- Mineralogia dos diferentes tipos petrográficos que constituem as associações.
- Relações mineralógicas (feições morfológicas, ordem de cristalização, etc.). 
- Intemperismo – cor e grau de alteração, produtos, etc.
- Geomorfologia – descrição e interpretação das feições geomorfológicas.
- Obtenção de dados estruturais (lineações, eixos, planos, xistosidade, bandamento, etc.).
- Observação, análise e documentação de indicadores cinemáticos.
- Coletas de amostras representativas, se possível orientadas, para análises laboratoriais.
	A seleção das amostras para a análise petrográfica deve ser feita de acordo com os objetivos do estudo e dados de campo. A orientação de corte deve ser segundo XZ, YZ ou XY, de acordo com os objetivos do estudo, de modo geral o corte XZ é o que propicia as melhores informações, é o melhor para a interpretação cinemática e muito boa para a determinação mineralógica. O YZ constitui-se em seção boa para a determinação dos inossilicatos em rochas com forte orientação mineral e a XY e apenas utilizada para estudos de fabric.
	Uma boa análise petrográfica, além de um cabeçalho contendo referência da amostra, projeto e localização exata, deve conter descrição macroscópica e uma descrição microscópica detalhada. Na primeira deve ser abordada a cor, índice de coloração, distribuição das cores e relacionamento destas com a mineralogia, estruturas, texturas, granulação, mineralogia e outras feições de destaque. A microscopia deve conter a descrição da estrutura e textura, onde são abordados aspectos inter e intragrãos, grau e tipo de anisotropia (estrutura), granulometria relativa, absoluta dos constituintes e variações na distribuição dos mesmos; composição modal que pode ser estimada visualmente ou calculada segundo metodologias presentes na literatura especializada; relações mineralógicas envolvendo morfologia dos cristais, ordem de cristalização, transformações, reações, feições de equilíbrio e desequilíbrio, deformações dos cristais (extinção ondulante, recuperação, recristalizações, dissoluções, etc.), alterações, distribuição das fases constituintes, arranjo das fases e interpretações. Por fim, completando a descrição deve vir o nome da rocha com o maior detalhe possível.
METAMORFISMO
	O metamorfismo sucede a diagênese com o aumento da temperatura e/ou pressão e com o aumento das condições de metamorfismo, em especial da temperatura, ocorre à fusão, gerando rochas magmáticas, que na seqüência podem ser novamente metamorfizadas. O metamorfismo depende da temperatura (T), pressão litostática (Pl), pressão dirigida (stress/strain), pressão de fluído (Pf); composição e atividade do fluido (PH2O, PO2, Pflúor, PCO2, PS, pH, Eh, etc.), tempo (t) e composição do material (C).
	Admite-se que o metamorfismo inicia-se a temperaturas entre 200°C a 250ºC, condições em que aparece a formação de zeólitas e a illita adquire cristalinidade superior a possível para diagênese, podendo ser chamada de sericita. Portanto,o limite entre os campos metamórficos e sedimentares não pode ser determinado com exatidão, normalmente, mineral tipicamente metamórfico aparece bem acima desse limite, ficando esta separação em função de feições estruturais (aparecimento da chamada clivagem ardosiana), cristalinidade dos filossilicatos em conjunto com o aparecimento de zeólita, clorita e albita, sendo que estes minerais podem aparecer em temperaturas inferiores a 200°C, na dependência do tipo e atividade dos fluídos atuantes na diagênese. 
	As rochas metamórficas menos refratárias, mais ricas em álcalis, contendo quartzo, plagioclásio sódico (albita), feldspato potássico e micas, entram no campo de anatexia (fusão) a temperaturas da ordem de 630ºC, em condição de pressão alta (pressão superior a 10 Kbar) se a pressão de H2O for igual ou aproximadamente igual à pressão litostática. Já as rochas mais refratárias, normalmente ricas em alumínio, resistem à fusão mesmo a temperaturas superiores a 1.000°C, gerando tipos metamórficos de temperatura ultra-alta, que são relativamente raros. Desta forma existe um amplo campo de temperatura e pressão em que podem ocorrer lado a lado, coexistirem em equilíbrio, rochas magmáticas e metamórficas (campo dos migmatitos).
	O metamorfismo pode ser isoquímico, quando não ocorre alteração na composição química do material inicial (protólito) ou anisoquímico, quando associado às transformações mineralógicas e texturais ocorre a saída ou entrada de elementos químicos (metassomatismo, infiltração ou lixiviação).
GÊNESE DOS MINERAIS NAS ROCHAS METAMÓRFICAS
Os diferentes minerais resultam da atuação dos agentes metamórficos sobre uma rocha pretérita de composição química/mineralógica definida. Dessa forma, a temperatura e a pressão atuam catalisando e promovendo mudanças metamórficas. O aumento da temperatura promove uma maior vibração dos átomos aumentando o tamanho das celas unitárias e consequentemente a instabilidade das ligações e do empacotamento. De forma contrária atua a pressão tendendo a diminuir os espaços entre os elementos químicos, densificando o empacotamento, levando a restrições espaciais maiores no posicionamento dos cátions e ânions.
	A pressão dirigida (Pd) atua no sentido de catalise, uma vez que introduz energia no retículo cristalográfico através da deformação. Nesse sentido o conceito de mineral stress e anti-stress, que aparece nos livros e artigos mais antigos de petrologia e mineralogia, trata-se de conceito equivocado.
	A pressão de fluido e a composição de fluido possibilitam reações catalisando-as, promove a movimentação dos elementos químicos para as reações, crescimento dos minerais e, também, possibilita a saída do sistema ou traz elementos de outros sistemas. Por outro lado tampona reações. Por exemplo, fluidos ricos em CO2, impedem ou dificulta reações de descarbonatação e promove reações de carbonatação. Fluidos ricos em H2O geram paragêneses hidratadas, impede ou dificulta reações de desidratação e atua no sentido de abaixar os pontos de fusão dos minerais. A água atua como H+ e OH-, desestabilizando as ligações químicas, especialmente, as mais fracas. Alta pressão de O2 conduz a reações de oxidação e a baixas reações de redução, promovendo ou dificultando o transporte de determinados elementos químicos pelos fluidos.
O tempo atua no sentido de promover estruturas mais contínua (cristais maiores) e com menor energia.
Dessa forma para cada composição química e para cada ambiente de pressão litostática x temperatura e composição de fluido aparecem mineralogias em equilíbrio termodinâmico. Assim, conhecendo os campos de estabilidades termodinâmica dos minerais, em associação com as texturas e estruturas pode ser reconhecido a composição da rocha pretérita e as condições de metamorfismo.
Por outro lado, as texturas indicam o caminho das reações, ou seja, a direção dos desequilíbrios, mostrando o caminho do metamorfismo. Cabe ressaltar que os equilíbrios, de um modo geral, dever ser tomados como efeitos momentâneos, com a dinâmica da Terra, alguns milhares de anos ou menos ocorrem mudanças significativas na termodinâmica do ambiente e as paragêneses tendem a se equilibrarem nas novas condições. Podemos dizer que os minerais, a exemplo, do universo estão em contínua busca de equilíbrio, que dificilmente é atingido em sua plenitude.
O aumento de temperatura é um excelente catalisador, raramente deixa informações da história pretérita, desta forma, infelizmente para o geólogo, quase a totalidade da história do metamorfismo progressivo é apagada, restando apenas o caminho do regressivo, pela falta de catalisadores efetivos com a diminuição da temperatura.
Nas rochas pelíticas dependendo da proporção dos óxidos principais Al2O3, SiO2, K2O, Na2O, MgO, Fe2O3, MnO, etc. Pode aparecer a seguinte mineralogia: quartzo, muscovita/sericita, biotita, cianita/andaluzita/sillimanita, granada, estaurolita, albita/oligoclásio/andesina, titanita, cloritóide, safirina, epidoto, allanita, cordierita, turmalina, hiperstênio, pirofilita, zircão, estilpnomelano, clorita, apatita, magnetita, ilmenita, hematita, coríndon, dumortierita, etc.
As metabásicas são caracterizadas pela pequena porcentagem ou ausência de quartzo e os minerais: clorita, serpentina, talco, flogopita/biotita, estilpnomelano, epidoto, actinolita, hornblenda, diopsídio, olivina, vesuvianita, escapolita, lawsonita, pumpellyíta, etc.
	As calcissilicáticas possuem associação mineralógica formada por minerais contidos na relação a seguir: carbonatos, epidoto, clorita, diopsídio, tremolita, actinolita, hornblenda, escapolita, gehlenita, monticellita, akermanita, humita/clinohumita/condrodita/norbergita, granada, vesuvianita, plagioclásio cálcico, etc.
TIPOS DE METAMORFISMO
	O metamorfismo pode ser classificado de acordo com o agente ou os agentes principais de metamorfismo, área de abrangência e ambiente geotectônico, surgindo as seguintes denominações: dinamotermal, regional ou orogenético; termal, de contato ou local; dinâmico ou cataclástico; burial, de carga ou de soterramento; hidrotermal; de fundo oceânico; e de impacto. 
Metamorfismo Regional, Dinamotermal ou Orogenético: É caracterizado pela atuação equilibrada da temperatura, pressão litostática, pressão dirigida e tempo, daí a razão do termo dinamotermal, e pelo fato de atingir grandes áreas recebe a denominação de regional e pelo fato de estar ligado a colisões de placas e formação de cadeias de montanha, também é chamado orogenético. O aquecimento não é devido a colocação de corpos magmáticos, embora estes possam estar presentes contribuindo para a elevação da temperatura. Este tipo de metamorfismo sempre é acompanhado por deformação e dobramento, uma vez que se associa a encontro de placas (colisões) que geram cadeias de montanhas, e desta forma, normalmente as rochas geradas possuem orientação planar (fabric planar representado por xistosidade ou clivagem) ou linear (lineação de estiramento, mineral ou de intersecção). A xistosidade, de modo geral, se diferencia da clivagem pelo fato dos cristais dos minerais constituintes poderem ser observados a vista desarmada, enquanto que na clivagem os cristais são muito finos, podendo ser observado com dificuldade através de lupa de mão.
	De acordo com o ambiente tectônico, zona de subducção, região de arco magmático, região entre arco magmático e zona de subducção, região entre o arco magmático e o continente ou de bacia back arc ocorrem diferentes tipos de metamorfismo, sendo o de maior pressão na zona de subducção e o de menor regime bárico (maior grau geotérmico) na região do arco magmático e bacia back arc. Desta forma são gerados os cinturões metamórficos de alta e baixa pressão e os diferentes tipos báricos de metamorfismo, dando origem ao conceito de séries faciais. 
Metamorfismo Burial, de Carga ou Soterramento: Constitui uma forma de metamorfismo regional que aparece quando seqüências sedimentares ou vulcanossedimentares atingem grandes espessuras, com a subsidênciada bacia, gerando condições, na base da seqüência, para o aparecimento de temperatura e pressão suficientes para a geração de metamorfismo de baixo grau, mesmo sem a atuação de deformação e dobramento típicos do metamorfismo regional. A elevação do grau geotérmico, um dos fatores de metamorfismo nestas bacias, pode ser acentuada com a colocação de corpos magmáticos intrusivos. O produto deste metamorfismo são rochas com estruturas planares ou não, normalmente sem lineação presente, a não ser a orientação de clastos pela ação dos agentes de transporte sedimentar. As estruturas planares resultam da compactação do material e pode ser consideravelmente acentuada pelo crescimento mimético dos filossilicatos durante o metamorfismo.
Metamorfismo Termal, de Contato ou Local: É caracterizado pelo predomínio do agente de metamorfismo temperatura, causado pela colocação de um corpo magmático (temperaturas superiores a 700ºC) em ambientes relativamente rasos com temperaturas bem mais baixas que do corpo magmático, resultando no aquecimento zonal ao redor da intrusão. Este tipo por formar uma auréola ao redor do contato do corpo intrusivo recebe a denominação de contato e por atingir pequenas áreas decímetros a alguns quilômetros recebe a denominação de local. 
	Quando ocorrem muitas intrusões, por exemplo, região de arco magmático ou bacia bac arc, fazendo com que o efeito de uma auréola se confunda com a outra e que o grau geotérmico da região se eleve anormalmente, fazendo com que a área aquecida pelas intrusões atinja dimensões quilométricas o metamorfismo pode ser denominado de termal regional ou de contato regional. 
	As auréolas de metamorfismo de contato típico não apresentam deformação durante a geração de novas fases cristalinas, recristalização ou crescimento dos minerais durante a ação termal (metamorfismo) para a formação das rochas típicas, denominadas de hornfels, Buchitos e escarnitos. Contudo, estas rochas poderem reter e até mesmo realçar, por mimetismo, os vestígios de estruturas planares pretéritas, geradas pelo processo sedimentar ou, principalmente, nos estágios iniciais do metamorfismo regional, uma vez que o corpo magmático responsável pelo metamorfismo de contato pode resultar do mesmo evento tectono-metamórfico, por fusão em regiões mais profundas, raiz da cadeia de montanha ou zona de subducção. Desta forma, se a colocação do corpo magmático ocorreu de forma sin-cinemática o hornfels poderá também apresentar deformação similares ao que está ocorrendo na região, na época da colocação do corpo intrusivo. 
	Os produtos de metamorfismo de contato são bastante variados, os mais comuns aparecem ao redor de plutons de composição granítica colocados na crosta intermediária e superior, sendo que nas regiões mais profundas formam auréolas mais espessas, podendo atingir alguns quilômetros de espessuras. As auréolas associadas aos corpos mais raros são pouco expressivas, podendo não atingir mais que alguns metros, uma vez que estas apenas são geradas se não houver condições dos fluídos se movimentarem com facilidade (maciços porosos normalmente não apresentam metamorfismo de contado). Rochas vulcânicas e hipoabissais de colocação rasa apenas geram efeito de contato quando englobam as encaixantes, ou quanto as encaixante são relativamente impermeáveis (argilitos, lamitos, folhelhos, calcários, etc.) e este raramente ultrapassa uma dezena de metros.
	Uma das características deste tipo de metamorfismo e sua zonação concêntrica ao redor do corpo intrusivo, que pode ser bastante irregular, na dependência dos tipos petrográficos (refratariedade, porosidade e reatividade) e estruturação dos mesmos (fraturamento, estratificação, xistosidade, etc.).
Metamorfismo Dinâmico ou Cataclástico: Este tipo de metamorfismo é usualmente de ocorrência mais local que o metamorfismo de contato, e ocorre ao longo de planos de falhas ou zonas de cisalhamento, como resultado da intensa deformação das rochas dispostas na zona de movimento. Nessas zonas, quando muito próximo da superfície, ocorre apenas brechação, fragmentação e, ás vezes, a geração de fusão local resultante de intenso calor gerado pelo atrito e rapidíssimo resfriamento (pseudotaquilito), podendo ainda pela ascensão de fluidos quentes (hidrotermais) gerar silicificação ou argilização. Em locais mais profundos, com temperaturas confinantes e pressões compatíveis com ambientes metamórficos, ocorre em associação com o ativo mecanismo de cominuição o processo de recristalização e de neomineralização de fases hidratadas ou não, catalisadas, além da temperatura e pressão, pela passagem de fluídos pela zona de deformação, bem como pela deformação do retículo dos minerais. Este tipo de metamorfismo não é responsável pela geração de minerais típicos, como colocado no passado por vários pesquisadores. Se aparecem minerais diferentes dos encontrados fora da zona deformada, estes resultam de modificações químicas geradas pela passagem de fluídos e/ou pelo fato de que apenas nesta zona ter ocorrido catalisadores (deformação e/ou fluídos), para a geração das novas fases minerais.
	Como produtos típicos desse tipo de metamorfismo têm-se: cataclasitos, ultracataclasitos, milonitos, ultramilonitos, filonitos e blastomilonitos. Os dois primeiros não são foliados e se diferem pelo grau maior de moagem do segundo. Os outros tipos são foliados os dois primeiros caracterizados pela granulação fina e cominuição mais efetiva no ultramilonito; o filonito é caracterizado pela intensa neomineralização de filossilicatos finos, gerando aspecto de filito, daí o nome e o último por apresentar granulação maior em função de maior crescimento do produto da cominuição, em função da maior profundidade (condições de metamorfismo compatível com xisto verde alto a granulito).
Metamorfismo Hidrotermal: Este tipo de metamorfismo, também de ocorrência localizada, envolve mudanças químicas (metassomatismo) que, normalmente, e possibilitada pela circulação de água quente através do maciço por fissuras ou fraturas. Este tipo de metamorfismo está frequentemente, associado com atividades ígneas, pelo fato destes gerarem gradiente de temperatura e, às vezes também deformação, para o movimento de convecção dos fluídos. Todavia, cabe ressaltar que apenas o grau geotérmico, associado com deformação (falhas, zonas de falhas ou de cisalhamento direcional ou tangencial ou mesmo fraturas) pode propiciar e direcionar a circulação de fluidos aquosos quentes. Este é um importante processo no campo geotérmico e é responsável pela formação de muitos depósitos de importância econômica, tal como os de cobre porfirítico entre muitos outros. Este tipo de metamorfismo também é de fundamental importância na crosta oceânica, em especial na cadeia meso-oceânica.
Metamorfismo de Fundo Oceânico: Este tipo ocorre principalmente ao longo da dorsal meso-oceânica, das zonas de falhas transformantes e outras descontinuidades existentes no substrato oceânico. Nas porções basais da placa oceânica, no contato com o manto deve ocorrer reações em estado sólido, em condições de temperatura alta (superior a 700ºC), possivelmente, com pressão de fluidos, composto basicamente por CO2, e deformação resultante de movimentos relativos entre manto e crosta, ambiente que pode propiciar recristalização, reequilíbrio e crescimento dos minerais, especialmente de piroxênios e olivina que aparentam ser a fase dominante neste nível da crosta oceânica e topo do manto. 
	Na dorsal meso-oceânica ocorre metamorfismo de contato pela colocação de magma básico a intermediário, hidrotermalismo e transformações metassomáticas associada a desgaseificação das rochas intrusivas e do manto, bem como da circulação de fluídos envolvendo água oceânica, através das fraturas distensivas, características desse domínio. Esses processos nas porções mais superficiais geram serpentinização e espilitização e nas porções mais profundas anfibólios e filossilicatos a custas de olivina, piroxênios e plagioclásio. 
	Nas falhas transformantes,um dos fatores de importância no metamorfismo é a pressão dirigida, responsável pela cominuição, estruturação (foliação milonítica e bandamento) e catálise de reações juntamente com a temperatura, pressão de fluídos e litostática. Nessas porções pode ocorrer a formação de milonitos a base de olivina e piroxênio, anfibólios xistos ou milonitos a base de anfibólio de alta temperatura, e formação de serpentinitos foliados ou não. 
Metamorfismo de Impacto: Este tipo não apresenta relacionamento com os outros tipos e é produzido pelo impacto de meteoritos de grande porte, com velocidades altas, na superfície dos planetas. Em alguns corpos (planetas e satélites) do sistema solar, a exemplo de Mercúrio e da Lua, o metamorfismo de impacto talvez seja o principal processo metamórfico, porém em nosso planeta é de ocorrência muito restrita, pelo menos nos dias atuais. Pode ter tido grande importância no Arqueano, a preservação de registros ou evidências desse tipo de metamorfismo, nesta época é extremamente raro, em função dos diferentes ciclos geotectônicos superpostos e erosão.
Metamorfismo e a tectônica de placa: Quanto a tectônica de placas o metamorfismo pode ser subdividido em: Metamorfismo no interior de placa (contato, burial ou carga, impacto e possivelmente metamorfismo regional de fácies granulito na base da crosta (crosta inferior) catalisado pelo stress decorrente de convecção do manto e movimento da placa); margens de placas divergentes (regional de fundo oceânico, contato e hidrotermal); margens transformantes (metamorfismo dinâmico ou cataclástico, hidrotermal e as vezes também de contato); e margem convergente (orogenético de alta a baixa pressão (cinturões pares), contato, contato regional na região de arco vulcânico continental, dinâmico e hidrotermal).
ESTUDO E CLASSIFICAÇÃO DE ÁREAS METAMÓRFICAS
	Com base no colocado acima, acrescentando mais alguns conceitos, é possível discutir as maneiras de cartografar, estudar e entender a evolução metamórfica. Alguns tipos de rochas são mais freqüentes na crosta e o metamorfismo se desenvolve segundo padrões repetitivos. Assim, é possível correlacionar entre si rochas de composições similares de terrenos metamórficos distintos. As variações nas paragênese minerais acontecem de modo transicional e essas variações servem de base para a sistematização do mapeamento destes terrenos. Desta forma, procura-se definir faixas, ou zonas, onde o metamorfismo atuou sob as mesmas condições, correlacionado-as entre si, de modo a definir ao padrão de variação do metamorfismo.
Grau Metamórfico: reflete a intensidade do metamorfismo e pode ser subdividido em baixo, médio e alto grau, podendo ser utilizado a denominação de incipiente (anquimetamorfismo). Essa graduação, de grosso modo, corresponde aos níveis crustais denominado de epizona, mesozona e catazona.
Minerais Índices, Isógradas e Zonas Metamórficas: Deve-se a Barrow (1893) o reconhecimento de que determinados minerais desenvolvem-se de forma seqüenciada, no caso em rochas pelíticas da Escócia, submetida a metamorfismo progressivo mais intenso. Esses minerais, denominados de minerais índices são, na ordem clorita-biotita-granada (almandina)-estaurolita-cianita-sillimanita. A linha formada pela união dos pontos onde se constata o primeiro aparecimento de cada um dos minerais citados acima, no terreno, denomina-se de isógrada. As isógradas separam faixas de disposição mais ou menos paralelas entre si, denominadas de zonas metamórficas (no caso zonas da clorita, biotita, granada, estaurolita, cianita e sillimanita, na seqüência do incremento do metamorfismo).
	É importante notar que, ao iniciar uma zona o mineral característico da zona anterior (mineral índice) da zona anterior, normalmente não desaparece, por exemplo, na zona da biotita pode estar presente em a clorita e a biotita pode estar presente em todas as zonas superior a zona deste mineral. As faixas delimitadas pelas isógradas podem ser paralelas, obliquas ou até mesmo perpendiculares a foliação e/ou ao bandamento composicional.
Fácies Metamórficas: As bases para o estabelecimento das fácies metamórficas foi gerada por Victor Goldschmidt e Petti Eskola, de que assembléias minerais características definem variações no grau metamórfico, essencialmente em função de P, Pl e Pf. Com base nesse princípio, Eskola estabeleceu o fato de que rochas de mesmas composições apresentam paragêneses ou associações similares. Desta forma, rochas com paragêneses desenvolvidas sob as mesmas condições são referidas como pertencentes a mesma fácies metamórficas. Eskola denominou as fácies segundo as paragêneses observadas em rochas metabásicas, uma vez que são constituintes freqüentes dos terrenos metamórficos (Fig. 1 A, B).
Fácies de Grau Incipiente ou Anquimetamorfismo: Fácies zeólita (laumontita + clorita + quartzo + albita + illita/sericita), na transição diagênese metamorfismo e Fácies (prehnita-pumpellyita), transição diagênese metamorfismo em condições de maior regime bárico (região de sutura).
Fácies Xisto Verde: Esta fácies associa-se a cadeias de montanhas de diferentes idades e fundo oceânico e é caracterizada pela associação albita-epidoto, clorita, fengita, actinolita. Na transição para a fácies é marcada pelo aparecimento do epidoto, que na região de maior pressão cresce em substituição a pumpellyita e em condições de menor pressão substitui prenhita, zeólitas, e feldspatos detríticos. A transição para xisto azul é marcada pelo aparecimento de glaucofânio ou crossita em substituição a actinolita.
Fácies Epidoto Anfibolito: Alguns autores caracterizam esta fácies na transição xisto verde – anfibolito, pela coexistência de hornblenda com epidoto.
Figura 1 – (A) Diagrama P – T mostrando os campos das várias fácies metamórficas (Modificado de Yardley 1988). (B) Distribuição esquemática das fácies metamórficas em zonas de colisão (Modificado de Spear 1993).
Fácies Anfibolito: Esta fácies é marcada pelo aparecimento, entre outros aspectos pelo aparecimento de hornblenda e oligoclásio (An>17), em rochas básicas, e de estaurolita, oligoclásio e biotita em rochas pelíticas.
Fácies granulito: É caracterizada pelo aparecimento de ortopiroxênio em rochas ácidas a básicas e de olivina em rocha carbonáticas (mármores).
Fácies Hornblenda Hornfels: É caracterizada pela presença de cordierita e andaluzita em rochas aluminosas.
Fácies Albita Epidoto Hornfels: É caracterizada pela associação albita-epidoto-actinolita-clorita, actinolita-oligoclásio em rochas metamáficas, por muscovita-biotita-clorita em rochas pelíticas e corresponde ao metamorfismo de contato na porção (zona) mais externa das intrusões.
Fácies Hornblenda Hornfels: É caracterizada pela associação hornblenda-plagioclásio+ cummingtonita, em rochas metamáficas e por cordierita-clorita-biotita-muscovita, andaluzita-biotita-muscovita, cordierita-andaluzita-muscovita (zona de mais alta temperatura), em rochas pelíticas. Esta fácies constitui a maior parte das auréolas de contato descritas, podendo aparecer também o diopsídio, todavia a granada, raramente aprece em alguns casos onde a pressão litostática atinge valores acima do normal.
Fácies Piroxênio Hornfels: Está fácies é caracterizada pela associação cordierita + ortopiroxênio + feldspato potássico + quartzo + plagioclásio, em rochas pelíticas e ortopiroxênio + clinopiroxênio + plagioclásio + quartzo em rochas básicas.
Fácies Sanadinito: É caracterizada pela associação coríndon-magnetita-anortita (sem quartzo) e fundido. Esta fácies representa o pirometamorfismo em que as condições térmicas se assemelham ao da cristalização de rochas vulcânicas, exibindo associações mineralógicas características de condições vulcânicas tais como tridimita, cristobalita, sadinina, ortoclásio e plagioclásio de alta temperatura. As rochas pelíticas e quartzo-feldspáticas afetadas por este metamorfismo sofrem por vezes fusões parciais, podendo originar as rochas denominadas de buchitos.
Fácies Xisto Azul: É caracterizadapela associação lawsonita + aragonita + clorita + albita + glaucofânio/crossita + zoisita/epidoto.
Fácies Eclogito: Aparece em condições de pressão superiores a 12 kbar e é caracterizada pela presença de jadeíta + albita + quartzo + cianita.
Série Faciais: O conceito de série faciais surge da constatação de que o metamorfismo em sua progressão causa uma forte mudança na mineralogia com a temperatura, e que essa seqüência, tanto em relação aos minerais índices, como em relação as paragênese (fácies metamórficas), sofre modificações significativas com variações no ambiente de pressão. Além disso, observa-se que essas mudanças estão relacionadas com o ambiente tectônico, e da dinâmica destes, resultante do movimento das placas. Portanto séries faciais tratam-se da associação mineralógica ou paragenética típica para um determinado gradiente de pressão, que pode ser subdividido em pressão baixa (metamorfismo de constato), baixa a média (Buchan), média a alta (Barrowiano) e alta (Franciscano ou Sanbagawa).
Metamorfismo de Contato: Rocha pelítica (caulinita-pirofilita-andaluzita-sillinanita-mullita ou coríndon e fundido na fácies sanidina hornfels). Pode estar presente ainda cloritóide, estaurolita e cordierita.
Buchan: Rochas carbonáticas (ankerita-biotita-anfibólio-zoisita-diopsídio), rochas pelíticas (clorita-biotita-granada-estaurolita/andaluzita-sillimanita).
Barrowiano: Rochas pelíticas (clorita-biotita-almandina-estaurolita-cianita-sillimanita)
Sanbagawa: Rochas pelíticas (clorita-granada-albita/biotita-oligoclásio), rocha básica (prehnita/pumpelyita-Hematita/pumpellyita/actinolita-winchita-crossita-barroisita-albita/hornblenda-oligoclásio).
Tipos Composicionais: Um dos aspectos de grande importância no metamorfismo é a composição química e mineralógica do material a ser metamorfizado. Os produtos sempre mantém uma relação direta com a composição do material inicial, mesmo em condições de metamorfismo anisoquímico, desta forma a seguir e apresentado os principais tipos composicionais, que são enfocados em estudos de laboratório.
quartzitos (S= SiO2, A= Al2O3 e H=H2O) (SAH);
gnaisses e xistos quartzo-feldspáticos (S= SiO2, A= Al2O3, K=K2O, C=CaO, N=Na2O e H=H2O (SAKCNH));
pelitos (S= SiO2, A= Al2O3, F=FeO, M=MgO, K=K2O, C=CaO, N=Na2O e H=H2O (SAFMKCNH) ou MnO, CaO, Fe2O3 e TiO2 (MnCFT));
pelitos carbonáticos (CaO, MgO, SiO2, Al2O3, Fe2O3, K2O, CO2 = c, H2O = H) (CMSAFKcH);
mármores (F=FeO, M=MgO, C=CaO, MnO, CO2 = c) (FMCMnc);
dolomitos silicosos e calcissilicáticas (SiO2, Al2O3, FeO, MgO, CaO, H2O = H, CO2 = c) (SAFMCHc); 
rochas básica (SiO2, Al2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, H2O, MnO, e TiO2) (SAFMCNHMnT);
rochas ultramáficas (MSFACH);
formações ferríferas (FSMAOH).
Os sistemas mais comuns, normalmente utilizados para modelagens petrogenéticas de rochas metamórficas são: (CKNASH), (KNASH), (CNASH), (CNASH), (ACKN), (FMAS) e (KFMASH).
CAMINHAMENTO METAMÓRFICO
	As condições metamórficas variam bastante com o tempo, em decorrência da instalação dos ambientes tectônicos e de suas modificações subseqüentes (gerações de bacias, inversão de bacias, colisões em fases iniciais, intermediárias e finais, tipo de exumação, napismo, etc.). De forma geral nos estágios iniciais dos eventos tectono-metamórficos ocorre o aumento de temperatura e pressão, podendo um aumentar mais rapidamente que o outro na dependência do posicionamento geotectônico, gerando metamorfismo progressivo, nos diferentes ambientes bários (séries faciais).
	Após se atingir o auge do metamorfismo as condições de pressão e temperatura tendem a diminuir e se houver agente catalítico para transformação mineralógica (passagem de fluidos e deformações) ocorre o retrometamorfismo. No retrometamorfismo as associações e paragêneses de mais alta temperatura e/ou pressão são substituídas de forma parcial ou completa por outras em equilíbrio com as novas condições termodinâmicas, que podem variar entre isobárias a isotérmicas.
	Cabe ressaltar ainda que o metamorfismo regional ocorre em condições dinâmicas, geradas pelas colisões entre placas tectônicas (continentais e oceânicas), em que uma placa cavalga outra possibilitando aumento ou diminuição de pressão, onde terrenos típicos de alta pressão são embutidos tectonicamente em ambiente de alto fluxo termal (grau geotérmico alto), arcos de ilhas envolvidos por subducção, terrenos da zona de subducção empurrados sobre crostas continentais, etc.
	Pelo exposto acima, fica claro a importância de se analisar as variações das condições de metamorfismo no tempo, de forma relativa ou absoluta. Desta forma, é possível determinar os caminhamentos metamórficos das diferentes unidades geológicas no espaço e no tempo, desvendando a evolução tectono-metamórfica dos diferentes terrenos que constituem as cadeias de montanhas. Para tal finalidade, é essencial a execução de análises metamórficas detalhadas investigando detalhadamente as transformações mineralógicas, aspectos texturais e microestruturais, com objetivo de visualizar as modificações, ordenam-las e direcionar outros estudos laboratoriais (litoquímicos, química mineral, isotópicos, termobarométricos, inclusões fluidas, etc.). Em função disto, nos capítulos abaixo são apresentados alguns aspectos importantes para balizar as interpretações petrográficas.
FOLIAÇÃO E MECANISMOS DE DEFORMAÇÃO
	Podemos tomar o termo foliação para designar qualquer superfície planar penetrativa definida por descontinuidades, orientação preferencial dos minerais planares, agregados laminares ou alguma combinação dessas estruturas, normalmente produzidas durante o metamorfismo existente em rochas deformadas ou não. Para denotar estas superfícies Sander (1911; in Turner & Weiss, 1963) propôs o termo “superfície S”, que será aqui usado. Nesse Contexto, a foliação refere-se a acamamento/estratificação rítmica em rochas sedimentares, para bandamento composicional ígneo, para estruturas de fluxo magmático ou para xistosidade, clivagem ou outras estruturas planares em rochas metamórficas (Fig. 2).
	O termo foliação primária (primary foliation) é usado para estruturas relacionadas a os processos originais de formação de rochas (estruturas primárias), como, por exemplo, bandamento composicional ígneo ou acamamento sedimentar. Para estruturas resultantes de deformação e metamorfismo geradas posteriormente a formação da rocha (por exemplo, pós-litificação em sedimentos e pós-cristalização e emplacement em rochas ígneas) são referidas como foliações secundárias (secundary foliation) que abrange clivagem, xistosidade, foliação milonítica, etc.
Existe na realidade um número infinito de tipos de foliações diferentes, que dependem: do tipo de rocha, mineralogia, metamorfismo, mecanismo e quantidade de deformação. Contudo, podem ser definidos alguns tipos principais, segundo a morfologia, para ajudar na descrição e; fazer uma classificação temporal, no sentido de ordenar eventos objetivando a compreensão da evolução geológica.
	As complexas interações de diferentes processos que contribuem para o desenvolvimento da foliação vem ocupando nas duas últimas décadas grande parte da literatura geológica, porém, a maior parte refere-se a estudos referentes ao desenvolvimento da foliação em rochas de grande profundidade.
Figura 2 – Diagramas representando vários tipos de fabric que definem uma foliação. (A) acamamento composicional (bandamento sedimentar ou bandamento composicional ígneo). (B) orientação de minerais placóides (e.g. micas). (C) orientação de limite de grãos e forma de grãos deformados (e.g. quartzo, carbonatos). (D) variação da granulação. (E) orientação de minerais laminares (ex. micas) em uma matriz sem orientação preferencial. (F) orientação de agregados minerais lenticulares (ou xenólitos deformados). (G) orientação de fraturas ou falhas. (H) combinação de alguns tipos de fabric (A, B, C) constituindo uma foliação (feições de combinação são comuns em rochas metamórficas) - (modificado de Passchier & Trouw,1996).
PRINCIPAIS TIPOS MORFOLÓGICOS DE FOLIAÇÃO
	Os principais tipos morfológicos de foliação estão na dependência direta do metamorfismo, composição mineralógica e granulação da rocha, mecanismos deformacionais físicos e químicos, intensidade de deformação e; posicionamento nas estruturas deformadas, por exemplo, no flanco ou charneira de uma dobra. Os principais tipos presentes na literatura são:
Estratificação sedimentar (So) – são superfícies que limitam “leitos” caracterizados por uma mudança de composição ou de tamanho do grão. Os leitos possuem normalmente espessuras diferentes e a transição de ambos os lados de um leito, raramente, são simétricos. Ao microscópio aparece, na maioria das vezes, como linhas de mudança de cor (refletindo mudança composicional) com mudança de tamanho do grão.
Foliação Diagenética (diagenetic foliation) – formada por processos diagenéticos e de sedimentação. Também se refere as camadas paralelas, normalmente, observadas em rochas de grau metamórfico muito baixo e em sedimentos pelíticos de baixo grau que não foram submetidos a processos deformacionais, excluindo-se a compactação causada pelo peso dos estratos sobrepostos, ou a deformação tectônica foi de baixa intensidade (Borradaile et al., 1982). Esta foliação é definida pela orientação paralela de pequenos grãos de micas alongadas, com bordas desgastadas e, também pelo crescimento mimético de argilominerais, a exemplo, da illita sobre caulinita e montmorillonita. Normalmente as micas detríticas estão dispostas subparalelamente ao bandamento e esta foliação é tomada como resultado da compactação diagenética de sedimentos que contenham micas detríticas (Willians, 1972a; Borradaite et al., 1982). Portanto, a foliação diagenética é definida por orientação preferencial de micas e argilominerais detríticos, bem como diagenéticos não associados a deformação e metamorfismo.
Clivagem ardosiana (slaty-cleavage) (Fig. 3) - foi definida por Ramsay (1967) como um fabric planar, penetrativo em todo o material da rocha. Em outras palavras significa um fabric planar homogêneo até a escala do grão, existente em rochas de baixo grau metamórfico de granulação fina, quase afanítica, de dimensões micrométricas, formando pela orientação preferencial de grãos planares, arranjados de forma a constituir planos de clivagem, com eqüidistância microscópica a submicroscópica, às vezes, limitado pela dimensão do grão. Este fabric é mais evidente e mais comum em material pelítico (Fig. 3A, B), como ardósias, porém pode também ser denominado quando a definição das superfícies é originada pelo arranjo espacial de grãos discóides ou planares de outros minerais, não filossilicáticos, como quartzo e carbonatos (Fig. 3C); e também quando existem grãos detríticos orientados ou não, envoltos por material pelítico foliado (Fig. 3D, F). O aparecimento de heterogeneidade geram um subtipo que é denominado clivagem ardosiana em domínios (Fig. 3G) termo de transição gradual de clivagem ardosiana com estratificação diferenciada de um lado e clivagem de fratura diferenciada de outro.
Figura 3 – Diferentes tipos de clivagem ardosiana: A) e B) clivagem ardosiana em pelitos; C) clivagem ardosiana em quartzitos; D) e E) clivagem ardosiana com grãos detríticos não orientados; F) clivagem ardosiana com grãos detríticos paralelos a clivagem; G) clivagem ardosiana em domínios.
	Os domínios lenticulares podem ser ricos em quartzo ou carbonato, neste caso as micas que eles contem intersticialmente normalmente mostram pouca orientação preferencial; ou formado por cristais maiores e/ou agrupamento de cristais de biotita ou clorita, como os “chlorite stachks” (cloritas com forma de leques) (Fig. 4A). Os domínios de forma anastomosada são ricos em micas e muita vezes acentuados por óxidos e hidróxidos, que tendem a se concentrar nestes domínios; podendo, às vezes, ser constituídos apenas por filmes de concentração de opacos e/ou micas (Fig. 4B).
Figura 4 – A) Chlorite stacks B) Domínios ricos em chlorite stacks.
Clivagem de fratura (fracture cleavage ou fracture-like-appearance) (Fig. 5) – é definida como uma clivagem formada por microfalha, fraturas ou trilhas de minerais opacos, que se dividem, dividindo a rocha em uma série de corpos tabulares a colunares com terminações agudas (micrólitos), dentro dos quais outras superfícies, se presentes, são essencialmente planares. Existe uma tendência de denominar esse tipo de estrutura de clivagem espaçada em substituição ao termo clivagem de fratura.
Figura 5 – Clivagem de fratura. A) e B) diferentes aspectos de clivagem de fratura
Nos casos em que os planos que definem este tipo de clivagem sejam acompanhados por uma concentração de filossilicatos ou outros materiais de modo a gerar a formação de uma estratificação diferenciada; dará origem a um subtipo denominado clivagem de fratura diferenciada ou clivagem espaçada diferenciada. Para Willians (1972) em alguns casos, a diferença entre clivagens de fatura e clivagem de crenulação está no fato de que nas clivagens de fraturas as superfícies anteriores são planares ou não são reconhecidas. Enquanto a clivagem de crenulação é plano axial e corta superfícies anteriores não deformadas.
Clivagem de crenulação (crenulation cleavage, strain slip cleavage) – são superfícies bastante variadas morfologicamente, que aparecem sempre cortando e transpondo uma clivagem anterior que está dobrada em microescala (crenulada). Portanto se desenvolve em microdobras que antecedem a foliação, sendo definida pelos: planos axiais dessas microdobras e; por superfícies de descontinuidade; microfalhas, normalmente acentuadas por trilhas de óxido de ferro micro granular. Essas descontinuidades comumente se desenvolvem nos flancos das microdobras gerando micrólitos paralelos a subparalelos, assimétricos ou simétricos na dependência da posição em dobras de maior escala, entretanto os assimétricos são mais comuns. Durante a evolução desse fabric ocorre diferenciação nos flancos das microdobras, gerando bandas mais ricas em filossilicatos e material opaco, no local das micro falhas, certamente pela interação de vários processos, constituindo a denominada clivagem de crenulação diferenciada (Fig. 6 e 7).
Figura 6 – Clivagem de fratura diferenciada
Figura 7 – Diferentes aspectos da clivagem de crenulação diferenciada
	A clivagem de crenulação diferenciada sendo mais e mais apertada gradaciona para a clivagem ardosiana, como observado por Williams (1972), da qual às vezes, é difícil de distinguir, ou para a xistosidade com o aumento da dimensão dos minerais constituintes (Fig. 8).
Figura 8 – Desenvolvimento de xistosidade através de clivagem de crenulação. A) estágio inicial da foliação S1. B) estágio 2 mostrando crenulação de S1. C) estágio 3 D) estágio 4. E) estágio 5. F) estágio 6.
Estratificação diferenciada (diferenciated layering, tectonic banding) (bandamento tectônico ou metamórfico) (Fig. 9). Normalmente usa-se o termo estratificação diferenciada, bandamento metamórfico ou bandamento tectônico, quando descontinuidades (estratos, bandas) são contínuas e visíveis à olho nu, uma vez que a diferença, em vários casos, entre este tipo de foliação e os outros mencionados acima, é somente um problema de escala. Nas rochas submetidas a grau médio a alto de metamorfismo, esta diferenciação é denominada de estratificação gnáissica ou bandamento gnáissico (gnaissic layering); porém, cabe ressaltar que a estratificação gnáissica pode refletir o acamamento sedimentar, parcialmente ou não modificado; portanto existe a possibilidade de nem todas as estratificações gnáissicas serem formadas por diferenciação.
Figura 9 – Diferentes aspectos de estratificação diferenciada em rochas de baixo grau.
Xistosidade (schistosity): como xistosidade são englobados todos os fabrics nitidamente planares, existentes em rochas de granulação mais grossa, grãos limitáveis a olho nu. Os tipos morfológicos de xistosidade variam nadependência da riqueza ou pobreza em filossilicatos e na homogeneidade ou heterogeneidade da distribuição dos elementos do fabric. Assim, nos podemos ter vários tipos que se assemelham à clivagem ardosiana em domínios, e clivagem ardosiana pura ou a um tipo em que os filossilicatos são escassos, mas existe uma orientação preferencial forte, quer dos filossilicatos, quer de outros minerais inequidimensionais ou achados.
Foliação de transposição, clivagem transposta ou estratificação de transposição. Usa-se esta denominação quando uma com estratificação sedimentar ou bandamento metamórfico, ou ainda outras foliações, são submetidas a um processo de dobramento isoclinal, de intensidade tal, que as charneiras são destruídas, restando apenas alguns ápices espessados e com flancos rompidos (dobras intrafoliares) atestando tal processo (Fig. 10).
Figura 10 – Estratificação transposta (Sa = envoltória) e estratificação de transposição (Sb).
Esse tipo de foliação ocorre em rochas de todos os graus e qualquer tipo de foliação (principalmente as diferenciadas) podem estar sujeitas a transposição. Em ardósias e filitos o desenvolvimento progressivo de clivagem de crenulação em clivagem ardosiana (S1 ou S0) originando, no final, uma nova clivagem ardosiana (S2) é um processo de transposição, como também é o fenômeno que transforma migmatitos dobrados em gnaisse pelo rompimento dos ápices e paralelismo dos flancos.
Foliação Milonítica (mylonitic foliation): É a foliação que aparece em rochas submetidas a elevadas taxas deformacionais (milonitos e ultramilonitos), onde aparece uma rede de fraturas e/ou cordões de material finamente granulado, que se unem e se dividem em ângulos agudos envolvendo clastos e porfiroclastos, ou porções menos deformadas; gerando um padrão anastomosado, bem orientado, com aspecto de fluxo.
	Powell (1979) e Borradaile et al. (1982) propõem uma classificação descritiva de foliação, independentemente de sua origem primária ou secundária, usando somente as feições morfológicas das foliações. Esta classificação é baseada no fabric de elementos que definem a foliação tal como a elongação ou achatamento de grãos, bandamento composicional ou lentes, e descontinuidades planares. A trama/distribuição do fabric define se a foliação é contínua ou espaçada. A foliação espaçada o fabric dos elementos não se distribui homogeneamente e a rocha é dividida em lentes ou camadas de diferentes composições ou arranjos granulométricos. A foliação contínua é constituída por fabric de elementos com distribuição homogênea, normalmente abaixo da escala de grãos minerais individuais. A figura Fig. 11 resume a classificação simplificada da proposta de Powell (1979) e Borradaile et al. (1982).
Figura 11 – Classificação Morfológica das foliações utilizadas na microscopia óptica (compilado de Passchier & Trouw, 1996).
LINEAÇÃO
	Na dependência da história deformacional e ou tipo de deformação os fabrics exibem forte linearidade, em função da presença de minerais prismáticos, minerais estirados, agregados de minerais, trilhas de fragmentação ou recristalização, intersecção de foliações, etc. Essa orientação preferencial de minerais ou fabric de elementos definem orientações lineares denominadas de lineação (lineation). A lineação é definida como uma feição linear que ocorre penetrativamente em rochas (Fig. 12), podendo ser subordinada a foliação aparecendo como arranjo linear difuso no plano da foliação (tectonitos S a S-L), ou ser o elemento dominante na estruturação da rocha, onde é difícil de reconhecer a foliação, aparecendo isotropia ou apenas leve anisotropia em corte perpendicular a linearidade (tectonitos L a L-S). Os principais tipos de lineações são:
Lineação de interseção (intersection lineation): é formada pela interseção de superfícies planares (Fig. 12A).
Lineação de crenulação (crenulation lineation): é definida por linhas formadas por micro dobras (eixos de dobras) em um plano de foliação (Fig. 12B).
Lineação de estiramento (stretching lineation): é definida por grãos deformados, encurtados e/ou alongados (constricted) de minerais como, por exemplo, o quartzo que normalmente forma grãos equidimensionais ou ribbons (Fig. 12C) ou por agregados lineares de grãos equidimensionais (Fig. 12D); também pode ser definida por seixos, oólitos etc. deformados. O termo linear shape fabric também é usado para este tipo de estrutura.
Lineação mineral (mineral lineation): é definida pela orientação preferencial de minerais euedrais ou subeuedrais, normalmente prismáticos, ou alongados segundo um eixo cristalográfico como anfibólios, turmalina ou sillimanita ou por minerais placóides (planares) como micas (Fig. 12E, F).
Figura 12 – Representação de vários tipos de fabric com orientação definindo lineação. (A) Intersecção entre duas estruturas planares. (B) Lineação de crenulação. (C) Lineação de estiramento definida por grãos deformados (constricted). (D) Lineação de estiramento definida por agregados de grãos. (E) Lineação mineral definida pelo arranjo de cristais euedrais a subedrais ou cristais com formas alongadas. (F) Lineação Mineral definida por cristais euedrais ou subedrais com formas planares (tal como as micas). (Modificado de Passchier & Trouw, 1996).
RELAÇÃO ENTRE FOLIAÇÃO E DOBRAS
	Em várias situações bem documentadas na literatura (Turner e Weiss, 1963; Hills, 1972; Hobbs et al., 1976; entre outros) existe uma relação simples entre foliação e dobras associadas em rochas deformadas, sendo a foliação, nestes casos, paralelas à superfície axial das dobras relacionadas ou formando um leque mais ou menos simétrico sobre a superfície axial; todavia não existe um relacionamento simples entre o estilo de uma foliação plano axial e a geração de dobras associadas (Williams, 1972).
	A foliação pode anastomosear-se e pode variar consideravelmente na orientação, mas no geral mudanças abruptas na orientação dentro dos estratos não foram descritas. Contudo em áreas onde dobras desenvolvem-se em rochas fortemente estratificadas, com grande diferença de competência (ductibilidade) entre os estratos existe forte, “refração” de foliação onde ela passa de um estrato para outro (Fig. 13). Tal foliação não pode ser explicada por qualquer modelo simples que assume a clivagem como sendo sempre paralela ao plano principal de deformação, mas deve representar um relacionamento mais complexo entre foliação e a história deformacional. A refração ou clivagem de refração resulta da mudança da forma e orientação do elipsóide de deformação nos diferentes tipos de rocha e quanto maior a diferença de ductibilidade maior é o ângulo de refração (Fig. 13A).
Figura 13 – (A) O significado da clivagem de refração em termos de mudança de forma e orientação do elipsóide de deformação finita em diferentes tipos de rochas. A magnitude dos ângulos entre as superfícies de clivagem e acamamento (bandamento) é: ( > ( > ( implicando um contraste de competência: B > C > A (Ramsay, 1982). (B) Refração de clivagem em dobras.
	Existe na literatura um outro relacionamento, que de acordo com Williams (1977), não é bem documentado, e aparenta ser bem mais comum do que se pode concluir da quantidade de espaço devotado a ele na literatura. Neste a foliação é inclinada em relação à linha de charneira formando ângulo de poucos graus. Onde o ângulo é pequeno segundo Williams (1977), o relacionamento é rapidamente explicado em termos de irregularidades pré-dobramento nas superfícies dobradas, ou heterogeneidade local da deformação. Se o ângulo é grande, o relacionamento é único e, pode ser interpretado em termos de superposição de um dobramento posterior. Stringer (1975; in Williams, 1977) descreveu variação de 0º à 30º entre a foliação e o eixo da dobra e interpretou a foliação como pós-dobramento segundo Williams (1977), situação similar foi descrita por Rutland & Etheridge (1975; in Williams, 1977), mas eles interpretam a foliação como sendo contemporânea com o dobramento. SegundoWilliams (1977) isto pode implicar heterogeneidades complexas da deformação.
	Knipe & White (1977) através de estudos de clivagem plano axial em dobras com auxílio de microscópio eletrônico observaram:
a) a presença de crenulação simétrica inicial nos flancos de microdobras e flancos e charneiras de mesodobras, sugerindo que a crenulação simétrica foi formada no início do dobramento, quando o máximo esforço compressivo formava baixo ângulo com o fabric inicial (Fig. 14A).
b) a contínua modificação de crenulação nos flancos de mesodobras, entre clivagem lamelar, sugerindo que estes flancos foram submetidos a uma história deformacional não co-axial, e que a clivagem lamelar desenvolveu-se quando o máximo esforço compressivo ficou oblíquo ao flanco da mesodobra, isto é, o dobramento iniciou quando esta clivagem lamelar se desenvolveu gerando crenulação assimétricas nos flancos (Fig. 14B).
c) a estabilidade da crenulação simétrica no centro da mesodobra indicando que esta região experimenta uma história deformacional co-axial, e que não ocorre a migração da charneira de mesodobra após o desenvolvimento deste fabric crenulado.
Figura 14 – Modelo de desenvolvimento de crenulação de clivagem.
RELACIONAMENTO ENTRE FOLIAÇÃO E ELIPSÓIDE DEFORMACINAL
	Relacionamento entre foliação e elipsóide deformacional tem sido discutido por vários pesquisadores (Ramsay, 1967; Hobbs et al., 1976; Tullis, 1976; Williams, 1976 e 1977; Ramsay & Graham, 1970; Knipe & White, 1977 e outros).
	Nas décadas passadas as discussões se concentravam em duas hipóteses alternativas: uma de que a foliação é paralela ao plano XY do elipsóide deformacional (onde X > Y > Z), (Ramsay, 1967; Siddans, 1972; Tullis, 1976) e uma outra de que é paralela ao plano deformação de cisalhamento máximo (Beccker, 1893; in Williams, 1977).
	Com o passar do tempo a primeira hipótese, em que as clivagens são perpendiculares a direção de máxima redução Z, tornou-se a mais popular desde que, foi consistentemente suportada por estudos de Dieterich (1969), que demonstrou que os traços dos planos XY num perfil de uma dobra correspondem diretamente as orientações de clivagens em dobras naturais. Contudo observações de cisalhamento sobre superfícies de foliação (Naha & Ray, 1972; Williams, 1972; Holcombe, 1973; in Williams, 1977) indicam que a foliação é comumente paralela ao plano de deformação cisalhante, embora não necessariamente ao plano de deformação cisalhante máxima.
	As foliações definidas por objetos achatados tais como “oólitos”, seixos e xenólitos devem estar arranjados paralelamente a XY desde que sejam esféricos ou estatisticamente esféricos (Williams, 1976), ou que não exista cisalhamento paralelo a foliação (Schewerdtener, 1973; in Williams, 1977). Também devem ser paralelas ao plano XY as foliações geradas por dobramentos apertados, onde “predomina esforços de achatamento” ou deformações co-axiais. Já as foliações definidas por descontinuidades de materiais (micro-falhas, filmes de mica, etc.) em que são envolvidas deformações não co-axiais, exceto para circunstancias muito especiais, são unicamente aproximadamente paralela ao plano XY (Williams, 1976 e 1977). Essas foliações não paralelas a XY tendem a rotacionar no sentido do paralelismo com o plano XY com aumento da deformação, tornando-se assim, às vezes, muito difícil de detectar esta diferença em virtude da imprecisão da natureza das medidas geológicas (Williams, 1977; Knipe & White, 1977).
	O efeito da deformação não co-axial, de cisalhamento, paralela a foliação pode ser observada em muitas rochas. Em alguns casos este cisalhamento pode ser unicamente aparente, resultante de processos de dissolução, responsável pelo desaparecimento de certos segmentos de leitos, assim dando a impressão de cisalhamento ou deslizamento (Fig. 15), porém em outros, certamente, é real (Williams, 1976).
	Para Knipe & White (1977) a deformação na região de charneira de uma dobra é co-axial e a clivagem desenvolvida plano axialmente é paralela ao plano XY, no mínimo durante parte da história deformacional, embora esse relacionamento seja difícil de ser estabelecido e não pode ser taxado durante uma história deformacional em rochas naturais. Para Weber (1981) a orientação do elipsóide de deformação será diferente nos dois flancos, sendo que o ângulo entre o plano da foliação e o eixo mais longo do elipsóide diminui rapidamente com o aumento da deformação. Portanto um perfeito entendimento do desenvolvimento da foliação e o seu relacionamento com dobramento e elipsóide de deformação finita está na dependência da identificação dos mecanismos deformacionais que operam durante a evolução, dos fatores tectônicos e do posicionamento espacial e temporal.
Figura 15 – Cisalhamento aparente, resultante de dissolução paralela aos planos de clivagem de crenulação, resultando na formação de estreitas zonas de concentração de opacos residuais.
	A relação da foliação com o elipsóide deformacional, nas zonas de cisalhamento (shear zones), que segundo Lister & Williams (1983) são zonas em que ocorre deformação fortemente não co-axial, são ainda menos conhecidas. Nestas áreas o campo de fluxo deformacional se aproxima do cisalhamento simples, progressivo e gera alguns aspectos específicos. Estas zonas podem aparecer ao nível de afloramentos, como pares conjugados, destral e sinistral, orientados simetricamente ao eixo de esforço principal (Fig. 16) até nível de mapas geológicos de escala bastante pequena.
Figura 16 – A geometria de zonas de cisalhamento conjugadas. (A) O sentido das zonas de cisalhamentos são destrais (r.h.) ou sinistrais (l.h.) e o ângulo (2() entre as zonas conjugadas tem na bissetriz o maior eixo de esforço compressivo (ou o menor distensivo) (3. (B) Ilustração do tipo de variação da deformação e o padrão de xistosidade resultante na zona de cisalhamento destral.
	Segundo Ramsay (1982) os fatores mecânicos para início destas zonas não é completamente conhecido, mas provavelmente nascem de pequenas imperfeições localizadas e heterogeneidades nas rochas estatisticamente isotrópicas. Iniciando o cisalhamento ocorrem mudanças nas propriedades das rochas da zona, tornando-se menos competente que as das paredes (strain softening, Ramsay & Grahan 1970) através de vários mecanismos que variam de acordo com os diferentes ambientes geológicos.
	Para Ramsay (1982) o ângulo formado pela zona de cisalhamento e o esforço principal (1, depende da profundidade, portanto o ângulo da foliação gerada por cisalhamento, com o eixo principal do elipsóide deformacional, também depende. Para ele a uma profundidade superior a 10 km; ocorre o fluxo dúctil, e o ângulo entre zonas conjugadas vai de 90º a 120º. Também apresenta um relacionamento entre sistemas de veios de extensão; stylotitos tectônicos por pressure solution e; a dimensão da direção de extensão (direção de máxima extensão X, encurtamento máximo Z) (Fig. 17).
Figura 17 – O relacionamento entre sistemas de veios extensionais (v), estilólitos de dissolução por pressão (s) e as direções dos vetores extensionais (direção de extensão máxima X, direção de encurtamento máximo (Z)). Os locais de máximo e mínimo incremento da deformação principal com que surgem os veios e estilólitos possuem direções x – y. Com o incremento da deformação cisalhante são desenvolvidas zonas de cisalhamento ((y) e o incremento da variação de volume (((), e o ângulo entre o sistema conjugado (2() é uma função do incremento da variação do volume. (A) O vetor extensional, sem cisalhamento. (B) Extensão e Contração, 2( < 90º (C) Extensão e contração, 2( = 90º. (D) Extensão e contração, 2( > 90º. (E) Unicamente extensão, sem cisalhamento.
	Neste regime de fluxo, é comum o aparecimento de duas foliações como descritas por Berthé et al. (1979), no caso de gnaissificação de granitos por cisalhamento simples (Fig. 18) que considera a melhor clivagem paralela ao plano de cisalhamento enquanto a outra seria paralela a XY. Estetipo de clivagem pode ser estendido para outros materiais como quartzitos e xistos submetidos a regimes de empurrão (Bouchez & Pecher, 1981), e possivelmente a todos os materiais granitóides submetidos a fluxo plástico (dúctil) em regime de empurrão ou transcorrência.
	Estas foliações são desenvolvidas simultaneamente ou seqüencialmente e as denominações normalmente usadas são: de S, S1 ou S2 para uma foliação anastomosada aproximadamente paralela ao alongamento dos grãos e xenólitos elipsoidais, e possivelmente perpendiculares à compressão máxima; e C, S2 ou Sn para uma foliação mais contínua relativamente planar, finamente laminada, que consistentemente grada morfologicamente para zonas miloníticas, devendo ser provavelmente paralela a planos de cisalhamento do elipsóide de deformação finita. O ângulo entre estas duas foliações é em torno de 30º, porém diminui com o aumento da deformação para 15º a 20º e fica paralela nas zonas miloníticas (Vernon et al., 1983) (Fig. 18).
	Outros aspectos interessantes nestas zonas são: o aparecimento de dobras em bainha (Fig. 18). O aparecimento de pacotes dobrados (fold packet) (Fig. 19), dobras de arrastos assimétricas, entre estratos não dobrados; sendo que o plano axial destas dobras e perpendicular ao esforço principal, de acordo com Vernon et al. (1983).
Figura 18 – Aspecto da deformação do ortognaisse ocelar Aceuchal próximo do contato com quartzitos e ardósias. Planos C e S tornam-se mais densos (fechados) com o incremento da deformação; dobras em bainha (sheath-folds) são desenvolvidas com os eixos tendendo ao paralelismo com a lineação mineral e de estiramento.
Figura 19 – Desenho esquemático de exemplo de fold packet.
	Às vezes a presença de estrutura em echelon com arranjo de tension gashes, como mostrado na figura 20. Pacotes de micas assimétricos (Fig. 21), feldspatos e outros minerais mais competentes truncados (Fig. 21), sombras de pressão assimétricas (Fig. 21). Forte lineação mineral paralela a direção X do elipsóide de deformação finita (Burg et al., 1981); definida por agregados com forma semelhante a bastão (rod), de mica e quartzo e feldspato e também por xenólitos elipsoidais, com eixos curtos normal a S (Vernon et al., 1983). Todos estes aspectos ajudam para obtenção da direção do transporte tectônico e posicionamento do elipsóide deformacional.
Figura 20 – Esquema exibindo a evolução do desenvolvimento de tension gashes. A) desenvolvimento inicial dos tension gashes em cisalhamento destral. B) Deformação do tension gashes formando sigmóides com forma de “Z”. C) Deslocamento sinistral passando para destral com a rotação horária dos tension gashes e D) Sentido de rotação de fibras no interior de tension gashes com formas assimétricas resultantes de deformação.
Figura 21 – Bloco diagrama esquemático exibindo vários critérios de deformação em regime de deformação não coaxial. 1 = micas assimétricas. 2 = truncamento de feldspatos. 3 = sombras de pressão assimétricas. 4 = Dobras de arrastos.
MODELOS PARA O DESENVOLVIMENTO DE CLIVAGEM DE CRENULAÇÃO
	Existe grande variedade de tipos morfológicos de clivagem de crenulação em rochas metamórficas, fato que deve ter levado Gray (1977; in Schoneveld, 1979) a propor uma classificação morfológica puramente descritiva: ele distinguiu dois tipos principais: 1) clivagem de crenulação discreta – que possui limites agudos que truncam o fabric inicial e 2) clivagem de crenulação zonal – a clivagem é uma zona e tem limites arbitrários, em alguns locais difusos através do fabric inicial contínuo. Estes dois tipos transicionam entre si de acordo com o estágio de desenvolvimento e são constituídos por dois domínios: um rico em quartzo e /ou quartzo e feldspato (micrólitos) costumeiramente denominado de domínio Q ou QF e; outro rico em mica (septos) normalmente denominado de domínio M.
	A maioria dos mecanismos para o desenvolvimento da clivagem de crenulação existentes na literatura envolve diferenciação mineralógica e química, refletida pelas diferenças mineralógicas entre charneiras e flancos de crenulações. Estas diferenciações dão-se pela migração de soluções, principalmente dos septos para os micrólitos.
	Os modelos para a formação da clivagem de crenulação de acordo com Schoneveld (1979) são:
A) Migração do quartzo dos septos para os micrólitos: este modelo assume que os micrólitos permanecem com largura constante, sendo o achatamento restrito ao domínio dos septos, enquanto a extensão ocorre em ambos. A extensão nos micrólitos toma lugar através da adição de quartzo, proveniente dos septos e no septo através da rotação da mica ao longo de cisalhamento. Por este mecanismo, a quantidade de achatamento está limitada pela quantidade de quartzo que pode migrar dos septos. A geometria da clivagem de crenulação formada por este modelo é mostrado na figura 22.
Figura 22 – Modelo de desenvolvimento de clivagem de crenulação por meio do qual o material (pontos sobre os materiais) apresenta movimentos de deslocamentos paralelos ao plano axial. Neste modelo é assumido que os micrólitos têm largura constante e que o quartzo migra para os septos para os micrólitos.
B) Migração da Charneira: A maior diferença deste com o anterior é que a migração da charneira induz a uma diminuição na largura dos micrólitos e um aumento relativo dos septos (Fig. 23). Este modelo é mais aceito quando não existe uma grande quantidade de quartzo nos septos, neste caso este modelo pode começar a operar quando o modelo A cessa. Para o seu desenvolvimento necessita que micas dos micrólitos movam-se para os septos, para tomar parte dos flancos longos. O efeito total é que os micrólitos tornam-se mais ricos em quartzo e neste respeito pode ser considerado como uma continuação do modelo A.
C) Sem migração de material: Este modelo difere dos dois anteriores pela ausência de migração de material dos septos para o micrólito e vice versa. Assim, este modelo assume que o volume dos septos e micrólitos permanecem constantes durante a deformação progressiva. Porém como a diferenciação é um fato, este modelo pode ser apenas relevante onde a diferenciação foi completa. Este modelo pode existir como continuação do modelo A.
Figura 23 – Representação esquemática do modelo de migração da charneira (modelo B). Áreas escuras representam quartzo e áreas claras representam micas.
	Segundo Willians & Schoneveld (1981) o modelo básico para o desenvolvimento da clivagem de crenulação é de um deslizamento flexural sobre S1, tendo esse modelo dois estágios (Fig. 14). Inicialmente desenvolve-se uma crenulação simétrica (Fig. 14A) que passa a assimétrica nos flancos à medida que a dobra vai fechando (Fig. 14B) originando incipientes micrólitos e septos. Neste modelo a superfície S2 é uma superfície passiva, que possivelmente funciona como channelways, ocorrendo o deslizamento (cisalhamento simples) na superfície S1 (superfície ativa). Isto contrasta com muitos modelos anteriores, no qual cisalhamento é paralelo a S2.
	Para Willians & Schoneveld (op. cit.) existem razões para acreditar que 2 mecanismos distintos possam produzir clivagem de crenulação: um é aparentemente o resultado de cisalhamento paralelo a S2 e é responsável pelo exemplo da clivagem de crenulação conjugada, tanto natural como experimental (Means & Williams, 1972).
	O outro mecanismo descrito acima é responsável para algumas, se não todas, as clivagens de crenulação plano-axial e provavelmente resulta de modificações de micro dobras formadas anteriormente. No caso da superfície S1, ser ativa e S2 ser passiva, explica a rotação positiva (normal), por outro lado, se S2 é a superfície ativa, explica-se a rotação negativa (reverse) dos porfiroblastos em flancos de dobras (Fig. 24).
MECANISMOS DE ORIENTAÇÃO
Desenvolvimento de orientação preferencial: Os mecanismos que promovem a formação da orientação preferencial, principalmente dos minerais inequidimensionais como os filossilicatos, são vários,contudo ainda não muito bem conhecidos. Eles certamente não agem de maneira isolada, existe a predominância de uns em certas condições, ao passo que outros provavelmente podem passar a dominantes com as mudanças nas condições físicas e químicas, mesmo que tenham estado ausente em estágios anteriores.
Figura 24 – Clivagem de crenulação sintética e seu relacionamento com dobra. A representação esquemática da dobra mostra os micrólitos como blocos que se deslocam relativamente entre si de forma consistente com a rotação exibida por S1 no desenho da clivagem. B e C correspondem a padrões de rotação de porfiroblastos associados com dobras. O padrão normalmente observado em dobras está representado em (C), que é referido aqui como rotação normal e (B) como rotação reversa.
A) Orientação não metamórfica: podemos encontrar orientação preferencial dimensional tanto em rochas sedimentares, como magmática. Durante a sedimentação, devido a movimentação de fluídos (gelo, água, ar ou corrente de turbidez) ou mesmo pela simples precipitação de modo a se apoiar na maior superfície, pode ocorrer a formação de certa orientação dos grãos inequidimensionais em especial dos filossilicatos. Todavia, esta orientação dificilmente será tão acentuada para dar um aspecto de clivagem, o que somente será alcançado por outros processos. No caso de rochas ígneas a orientação preferencial é produzida pelo fluxo magmático e por processos de segregação, precipitação em câmara magmática.
	A intensidade relativa que a sedimentação e compactação (diagênese) dão a um fabric pré-crenulação é desconhecida, mas certamente importantes. De acordo com trabalhos de Max Well & Hower (1967; in Williams, 1972) tal fabric pode ser preservado durante mudanças diagenéticas e metamorfismo de baixo grau.
B) Rotação Mecânica: a rotação é um processo puramente mecânico, devido a isto não necessita de metamorfismo e deve predominar sob condições de temperaturas baixas e/ou deformação rápida, sendo que sob condições mais acentuadas obrigatoriamente será acompanhado por recristalização e dissolução preferencial.
	A contribuição deste mecanismo para o desenvolvimento da foliação pode ser demonstrada em áreas em que micas detríticas mostram-se em parte, alinhadas paralelamente a clivagem e parte paralelamente ao fabric sedimentar anterior (Williams, 1972 e 1977).
	Os experimentos têm mostrado que podem se desenvolver dois tipos de fabric por rotação: um fabric homogêneo com grãos planos, subparalelos ao plano XY de deformação (Fig. 25A, B) e um fabric heterogêneo ou com domínios, causado por reorientação em zonas de cisalhamento oblíquas ao plano XY (Fig. 25C). Os experimentos também têm demonstrado que com a diminuição da porosidade existe grande interferência entre os grãos, fazendo com que o índice de orientação preferencial afaste-se do valor previsto. Fato que é amenizado a altas temperaturas, onde o efeito de interferência é cancelado por mudanças na forma do grão. De modo geral a rotação produz apenas orientação preferencial dimensional, porém nos filossilicatos geralmente a orientação cristalográfica coincide com a dimensional.
	Segundo Williams (1977) não existe dúvida que a rotação participa do desenvolvimento de algumas foliações, porém o problema é realmente saber quão significante é esse papel.
Figura 25 – Desenvolvimento de um fabric homogêneo com grãos tabulares subparalelos ao plano XY de deformação em processo de achatamento (A) e cisalhamento (B). (C) Fabric heterogêneo, com zonas de cisalhamento oblíquas ao plano XY.
C) Recristalização Isoquímica: este processo tem sido mostrado principalmente para filossilicatos e quartzo. Os filossilicatos dobrados, sob a ação da temperatura, dividem-se em novos segmentos retos separados por um novo limite no lugar do antigo plano axial ou de kink (Means, 1968; Etheridge & Hobbs, 1974). Assim pode ser esperado que filossilicatos, fortemente encurvados por um processo deformacional, pode separar-se em novos grãos paralelos destruindo a forma curva do grão e gerando uma orientação paralela a foliação ou a nova foliação. No caso do quartzo, e às vezes, de outros minerais, como feldspatos, observa-se que sob a ação de uma pressão orientada, sob ação de temperatura, os grãos vão se achatando (alongando-se) ao mesmo tempo em que ocorre a formação de extinção ondulante progressiva, que passa pelo processo de recuperação (recovery) e culmina com a recristalização, gerando um número maior de novos grãos, sem extinção ondulante, com orientação preferencial, possivelmente tanto cristalográfica, como dimensional.
D) Crescimento de Novos Cristais em Locais de Maior Estabilidade: estes locais estão dentro e paralelos a domínios ricos em filossilicatos, que se desenvolvem paralelamente ao plano XY do elipsóide deformacional, ou em superfícies de cisalhamento. Neste caso ocorre a formação de novos núcleos, e subseqüente crescimento, com orientação relacionada aos esforços e/ou deformação. Esse processo normalmente causa tanto uma orientação dimensional preferencial, como de rede cristalina.
	Flin (1965; in Willians, 1977), tem postulado que no caso das micas o crescimento do grão dá-se com a face (001) perpendicular a (1, porém segundo Etheridge et al. (1974) é difícil de saber se as micas crescem desta maneira por causa do stress e não por outras razões como as anisotropias pré-existentes.
E) Difusão ou Transferência de Massa (solution transfer): por esse processo pode ser gerado um fabric orientado apenas dimensionalmente. Neste ocorre a difusão ou dissolução preferencial, em zonas de maior pressão, maior instabilidade, e deposição nas áreas de menor pressão do grão (zona de sombra de pressão do grão) ou em outros locais de maior estabilidade, dando origem ao crescimento de novos cristais, como descrito no item C.
	Kamn (1954; in Willians, 1977) postulou que minerais anisotrópicos em campo de stress são termodinamicamente mais estáveis em certas orientações que em outras. Assim em um agregado de grãos de diferentes orientações alguns grãos tendem a dissolver e outros tendem a crescer.
	As forças que dirigem a transferência de massa nascem de reações químicas, deformações, e mudanças heterogêneas de volume, e não tão somente da variação na magnitude de stress como sugerido por Elliot (1973), Durney (1972), e outros, segundo Malow & Etheridge (1977).
F) Crescimento Mimético: é um mecanismo em que ocorre o crescimento dos cristais pré-existentes, mantendo-se a orientação. Este mecanismo não produz uma nova orientação preferencial, uma vez que os filossilicatos crescem mais rapidamente paralelamente a {001}. O crescimento mimético possui papel de destaque, após eventos deformacionais, quando os cristais encontram-se deformados (kinked), principalmente os filossilicatos. Os grãos deformados têm mais alta energia interna, que os grãos indeformados e por esta razão, estes tendem a crescer às expensas dos grãos deformados, resultando em uma orientação preferencial (ver Vernon, 1976, pág. 168).
	Segundo Willians (1977) os mecanismos que geram orientação preferencial, durante estágios deformacionais e/ou metamórficos podem ser divididos em 2: rotação e crescimento, portanto o último abrange os itens C, D, E e F.
RELAÇÃO DA FOLIAÇÃO COM OS DIFERENTES TIPOS DE ROCHAS
	Os mecanismos que operam durante a deformação e metamorfismo, como também os fabrics anteriores são refletidos nas microtexturas, que são controladas pela história de esforço e deformação, bem como pelas propriedades dos materiais durante a deformação. Devido ao fato dos minerais apresentarem propriedades físicas e químicas específicas durante a deformação na dependência de ambiente tectônico (P-T, Pf, etc.), granulação e morfologia dos grãos, ligado ao fato de que, cada rocha possui um conjunto de minerais em proporções e morfologias diferentes são de se esperar que também a foliação seja morfologicamente diferente, nos diferentes tipos de rochas.
	Essa diferença morfológica da foliaçãode acordo com o tipo de rocha é tão nítida que é utilizada para a classificação das rochas metamórficas quanto à critérios estruturais, resultando nomes como ardósia, filitos, xistos, gnaisses, milonitos e cataclasitos.
	Nas rochas de baixo grau, ardósias e filitos, os tipos de foliações metamórficas presentes são costumeiramente: clivagem ardosiana e clivagem ardosiana em domínios para rochas mais ricas em filossilicatos; á medida que aumenta a proporção de quartzo e/ou feldspato, passa a aparecer com mais freqüência a clivagem ardosiana em domínio e a clivagem de fratura ou espaçada, podendo é claro, com o dobramento destas foliações aparecerem as diferentes fases do desenvolvimento da clivagem de crenulação, que por sua vez, pela transposição total pode gerar novamente os diferentes tipos de clivagem ardosiana (Figuras 3, 5, 6, 7, 8, 9 e 10). Nos tipos mais pobres em filossilicatos, em especial naqueles em que grãos não filossilicáticos (por ex. o quartzo) bem maior que a fase filossilicática, fazendo com que os filossilicatos se agrupem com formas triangulares, ou triangulares truncadas em 2 dimensões; e em 3 dimensões forma cônica, cônica truncada ou anelar, entre os grãos; freqüentemente ocorre a formação dos denominados mica beard que pode contribuir para o desenvolvimento da foliação nestas rochas. Nesse tipo de material mais rico em quartzo, por exemplo, metarenitos, quando se comporta de maneira mais competente, um fenômeno bastante comum é a clivagem de fratura ou clivagem espaçada (Figuras 3, 5, 6, 7 e 11), não devendo ser confundida com "refração" da clivagem, (Fig. 13), um fenômeno que também é comum em rochas competentes de baixo grau.
	A clivagem de fratura ou espaça é supostamente resultante da superposição de cisalhamento dúctil e solução de grãos ao longo de planos de clivagem (Weber, 1981).
	Nas metagrauvacas e outras rochas similares a primeira foliação gerada, juntamente com mica beards é representada por trilhas de filossilicatos e /ou opaco que meandram entre grãos detríticos e ligam-se para formar uma rede anastomosada. Estas trilhas que no início são filmes, com o aumento do processo passam a bandas irregulares (diferenciação), tridimensionalmente, origina um arranjo com indivíduos semelhantes a células elipsoidais, ou fusiformes, freqüentemente obliterados. Estas células quando bastante achatadas originam uma boa foliação, ao contrário, do esperado quando pouco obliteradas.
	As rochas de médio a alto grau, xistos e gnaisses, de modo geral, possuem granulação bem maior que as rochas de baixo grau, composição mineralógica diferente e são geradas em níveis crustais diferentes, maiores pressão e temperatura. Isto leva a ter um conjunto de foliação próprio, ou seja: xistosidade, gnaissificação ou bandamento metamórfico, e foliação de transposição. As variações morfológicas idênticas à de baixo grau, ou seja, compostas apenas por filossilicatos vão ser perfeitamente xistosa, e à medida que aumenta a proporção de quartzo e feldspato, vão aparecendo domínios não xistosos, gradacionando desta forma para gnaisses ou migmatitos. Estas estruturas podem ser submetidas a transposição, gerando foliação de transposição, que com o aumento da deformação gera novamente os diferentes tipos de xistosidade e bandamento. Outro aspecto interessante é a competência do material em relação aos seus vizinhos na época do desenvolvimento da foliação. Assim, anfibolitos podem com a mesma granulação e proporção volumétrica dos minerais, serem maciços ou xistosos, na dependência de serem, respectivamente, bem mais competente que os seus vizinhos, ou terem competência aproximadamente igual ou menor. Caso ocorram mudanças mineralógicas sin-tectônicas no anfibolito, como a passagem de anfibólio para biotita ou talco a competência diminuirá, iniciando-se então o desenvolvimento de uma xistosidade.
	As rochas, ou domínios em rochas, que são compostos quase que exclusivamente por minerais de tendência equidimensional (quartzo, feldspato, carbonatos, etc.), principalmente os ortoquartzito e domínios ricos em quartzo, podem ter uma foliação originada pela orientação preferencial devido à processos de achatamento dos grãos (deslizamento intragranular, recristalização, solution transfer, etc.) ou semelhante ao descrito acima para metagrauvacas e outras rochas similares.
	Em rochas heterogêneas, devido a existência de porfiroblastos, ou porções de maior competência gera tipos característicos de foliação. Neste caso, normalmente ocorre delgados domínios compostos principalmente por filossilicatos bem orientados, associados ou não, a quartzo finamente recristalizado ou outros minerais representando zonas de altas deformações. Estes delgados domínios aparecem dispostos em padrão anastomosados, envolvendo porções elipsoidais ou com forma arredondada de material mais competente, onde a deformação é pequena (Fig. 26).
Figura 26 – Diagramas esquemáticos mostrando (A) partição da deformação (heterogeneidade da distribuição da deformação) em ambiente progressivo não-coaxial (deformation partitioning). (B) fracionamento da deformação em torno de porfiroblasto (cinza) em deformação não-coaxial. 1- não deformado, 2 – deformação progressiva coaxial, 3 – deformação progressiva não-coaxial. (compilado de Passchier & Trouw, 1996).
	As rochas heterogêneas referidas acima, como também granitos, migmatitos, gnaisses quartzo feldspático e, às vezes, também quartzito e xistos, quando submetidos a fluxo plástico em zonas de cisalhamento, poderão a partir de uma deformação conveniente, apresentar duas foliações (S e C) geradas simultaneamente ou seqüencialmente. A foliação S é xistosa a gnáissica definida por filmes ou folhas constituídas por micas e/ou feldspato finamente granulados e agrupamentos de quartzo recristalizado. Este tipo de foliação possui padrão anastomosado e descontínuo e separa domínios lenticulares ricos em quartzo e feldspato de granulação mais grossa.
	A foliação C é normalmente xistosa, finamente laminada, relativamente planar, gradando morfologicamente para zonas miloníticas laminares, que corta consistentemente a foliação S, a qual se apresenta em domínios interfoliares consistindo de curvaturas com sentidos destral (dextrógiro) ou sinistral (levógiro) de acordo com o movimento da massa em fluxos, aparentando que C inicia-se pela deflexão de agregados S finamente granulados para dentro da orientação C, ou mais comumente, pela fortuita ocorrência de partes de foliação S anastomosada na orientação C (Figuras 18 e 21).
	Em rochas mais intensamente deformadas, nos milonitos e ultramilonitos as duas foliações mencionadas acima, não são separáveis, torna-se apenas uma, constituída por forte laminação milonítica, relativamente planar. Esta laminação é constituída por filossilicatos, quartzo e, às vezes, também feldspato finamente granulados, que freqüentemente envolvem de maneira anastomosada porfiroclastos e/ou porções menos deformadas, gerando um aspecto de fluxo.
	Devido as complexidades existentes no relacionamento entre as foliações em áreas de deformação polifásica, onde o relacionamento entre as foliações gera confusões e existem lineações de diferentes gerações, somado ao fato da heterogeneidade deformacional gerando mudança do caráter da foliação, de bem desenvolvida a ausente, de um afloramento para o próximo, além da possibilidade da laminação em seções incorretas, existe a necessidade de um perfeito taxamento da foliação no campo, adicionados a esquemas das espécies em notas de campo, para tornar o problema da foliação mais próximo da realidade.
	Além das dificuldades inerentes as complexidades geológicas existem ainda vários aspectos relacionados a origem e evolução da foliação, que não são totalmente conhecidos tais como:
1. As causas que geram a inclinação de poucos graus, da foliação em relação a linha de charneira de dobra associada.
2. Relacionamento da foliação e elipsóide deformacional, em especial, em que condições, quando e como reconhecer, se umafoliação e paralela ao plano XY, ou se forma ângulo com este plano (cisalhamento).
3. Se duas ou mais foliações encontradas em rochas nas zonas de cisalhamento desenvolvem-se seqüencialmente ou simultaneamente e também qual o relacionamento com o elipsóide deformacional.
4. Modelo que explica o desenvolvimento de uma foliação e a rotação positiva e negativa de porfiroblastos nos flancos de dobras.
5. Como reconhecer os mecanismos predominantes e suas interações na geração de foliação em determinada rocha.
6. Quais as forças que causam a migração dos elementos químicos, relacionada a geração dos domínios M (micáceos) e QF (quartzo feldspáticos).
7. Como ocorre e como é a variação dos mecanismos geradores da foliação com o aumento do grau metamórfico; etc.
	Apesar dos aspectos acima, o entendimento da foliação e possíveis mecanismos atuantes durante a sua formação, bem como o seu relacionamento com outros aspectos estruturais e petrográficos são imprescindíveis ao entendimento da evolução geológica de uma região, em especial a áreas policíclicas, onde para a solução dos complexos problemas é necessário usar todas as ferramentas.
	O levantamento completo das foliações de uma área associada a um perfeito entendimento de sua evolução, constitui uma das chaves para se fazer a estratigrafia (ou tectono-estratigrafia) de áreas cristalinas.
FEIÇÕES MICROESTRUTURAIS DE ROCHAS METAMÓRFICAS
O entendimento de uma região complexamente deformada ou de uma área que apresenta um metamorfismo e tectonismo polifásico necessita, na maior parte das vezes, de uma análise estrutural completa (macro e micro escala) acompanhada de estudos sobre a evolução metamórfica regional e seus relacionamentos.
	É de conhecimento geral que as relações existentes entre as diferentes fases deformacionais e a evolução do metamorfismo são muito variadas, e são de grande importância para se chegar a dados conclusivos sobre a evolução petro-estrutural de uma dada região. Cabe ressaltar que segundo Spry (1974) o metamorfismo é o ajustamento mineralógico e estrutural (textural) de rochas sólidas (em sua maioria) às condições físicas e químicas que diferem daquelas sobre as quais elas foram formadas.
	As feições texturais e microestruturais, o fabric, dependem da temperatura, pressão dirigida e confinante, pressão e ação das fases fluidas, velocidade deformacional e composição do material, bem como do comportamento físico e químico dos elementos constituintes sob as condições impostas. Estes aspectos podem variar em intensidade e em ordem cronológica resultando nos mais diversos fabrics e assembléias mineralógicas. Isto vem sendo mostrado por estudos recentes em zonas orogenéticas, onde condições metamórficas regionais tendem a mudar continuamente, de tal maneira que uma assembléia de minerais é normalmente substituída de maneira contínua e/ou descontínua, na dependência das reações envolvidas nestas transformações. Essas mudanças são acompanhadas de correspondentes mudanças microtexturais e estruturais.
	A seqüência de eventos com suas variações, muitas vezes pode ser detectada devido a preservação de microestruturas, microtexturas, e associações minerais reliquiares.
	Desta maneira, a correlação entre metamorfismo e deformação, em uma área qualquer, não pode ser levada a contento sem um perfeito conhecimento global de todos os fatores possíveis, que podem contribuir para o entendimento geológico.
TEXTURAS METAMÓRFICAS:
	A textura das rochas metamórficas é constituída pelo tamanho relativo e absoluto dos grãos minerais, sua forma, distribuição, forma dos contatos e orientação; e é determinada pela natureza dos seus minerais constituintes, pelo grau de recristalização e pelo tipo de metamorfismo que o gerou.
	De acordo com Spry (1974) as texturas podem ser divididas principalmente em duas categorias: Intergranulares (contatos dos grãos, tamanho e forma dos grãos, orientação preferencial, bandamento composicional, etc.); Intragranular (zoneamento, geminação, kink, estruturas de subgrãos, intercrescimento de exsoluções, inclusões, etc.).
	Os elementos texturais podem ser: Reliquiares (feições pré-metamórficas, preservadas após o metamorfismo); Tipomórficos (texturas produzidas pelo metamorfismo); Superimpostas (quando as texturas foram alteradas em eventos posteriores ao metamorfismo que as gerou).
	Quanto ao relacionamento cronológico, dado pela cristalização de um dado mineral, podem ser usados os termos: pré-tectônico, se a cristalização ocorreu antes da deformação; sintectônico, se a cristalização ocorreu durante a deformação e; pós-tectônico se a cristalização ocorreu após a deformação.
	Segundo Spry (1974), as texturas metamórficas podem ainda ser subdivididas em:
a-) Devidas à deformação: Intergranular, texturas tais como: foliação, lineação, mortar ou de argamassa, porfiroclástica e estruturas flaser e augen ou ocelar; e Intragranular: deformacionais, poligonais, encurvadas, geminadas, kinked, exsolução e cristais transformados polimorficamente.
b-) Devido a cristalização: Intergranular, texturas tais como: granoblástica, porfiroblástica (maculada, knotted, spottes), heteroblástica, idioblástica, esferulítica e decussada e; Intragranular: poiquiloblástica, zonal, intercrescimento diverso (simplectíticos, mirmequíticos, etc.), sobrecrescimento e bordas de reação.
c-) Devido a ação conjunta da cristalização e deformação: foliação, lineação, bandamento e texturas: granoblástica, porfiroblástica e poiquiloblástica.
	Para as texturas reliquiares ou palimpsésticas que não foram modificadas totalmente pelo metamorfismo, possibilitando ainda o seu reconhecimento, usa-se o prefixo blasto, originando denominações tais como: blasto-ofítica, blasto-psamítica, etc. As texturas palimpsésticas são extremamente importantes para indicar a natureza original de uma rocha.
	As principais texturas encontradas em rochas metamórficas são:
Granoblástica: formada essencialmente por minerais equidimensionais que se agregam uns aos outros sem conferir a rocha orientação preferencial. Dado esta característica não reflete bem durante a sua formação os esforços que possivelmente atuarem nesta ocasião. Ocorrem normalmente em rochas de estrutura maciça. Dentre as texturas granoblásticas destacam-se:
a-) Poligonal ou Mosaico ou de Calçamento: Neste caso os cristais exibem formas poligonais mais ou menos regulares, com contatos retilíneos, freqüentemente formando pontos tríplices com ângulos de 120º. Por causa deste aspecto esta textura também é chamada de equilíbrio (Fig. 27A, B, C).
Figura 27 – (A), (B), (C) Textura granoblástica poligonal. (D) Textura granoblástica decussada. (E) Textura granoblástica denteada ou engrenada. (F) Textura granoblástica saturada ou lobulada. (G) Textura granoblástica inequigranular bimodal. 1- poligonal, 2- lobulada, 3- denteada. (G) Textura granoblástica seriada. 1- poligonal, 2- lobulada, 3- denteada.
b-) Decussada: Formada por cristais prismáticos subedrais a enedrais justapostos, normalmente de uma única espécie mineral, com contatos retilíneos, freqüentemente formando pontos tríplice com ângulos de 120º, com ou sem orientação dimensional. É melhor mostrada por agregados de biotita, wollastonita, ou anfibólio, em hornfels ou em textura desenvolvida durante cristalização pós-tectônica. Também pode formar-se durante a recristalização dinâmica em domínios mais competentes, preservados pela partição da deformação. (Fig. 27D).
c-) Denteada ou Engrenada: Quando cristais aproximadamente equidimensionais exibem contornos irregulares, denteados, ou serrilhados encaixando-se mutuamente como se fossem engrenagens irregulares (Fig. 27E).
d-) Suturada ou Lobulada: Quando os cristais aproximadamente equidimensionais exibem contornos irregulares, dominantemente lobulados encaixando-se mutuamente (Fig. 27F).
e-) Alongada: Quando existe uma orientação preferencial comumente acompanhada de uma orientação preferencial de estrutura cristalográfica.f-) Inequigranular Bimodal: Quando a freqüência de distribuição dos tamanhos dos cristais formam dois máximos de concentração, portanto apresentando bimodalidade, de maneira que grandes grãos de mais ou menos o mesmo tamanho ocorrem em uma matriz equigranular de grão mais fino. Pode ser poligonal, engrenada, lobulada ou alongada (Fig. 27G).
g-) Inequigranular Seriada ou em Série: Quando a distribuição da freqüência de tamanho do grão e tal que representa uma gradação completa do mais fino ao mais grosso, sem hiatos na distribuição. Pode ser poligonal, engrenada, lobulada ou alongada (Fig. 27H).
Lepidoblástica: Caracteriza-se pela presença de minerais placóides arranjados paralelamente ou sub-paralelamente. Associa-se a rochas de estrutura xistosa (Fig. 28).
Figura 28 – Textura lepidoblástica perpendicular à xistosidade.
Nematoblástica: Textura formada por minerais prismáticos, fibrosos ou colunares que se arranjam paralelamente ou sub-paralelamente.
Porfiroblástica: É caracterizada pela presença de grandes cristais em meio a uma matriz formada por cristais de dimensões menores. Segundo Spry (1974) a relação de diâmetro médio entre cristais grandes e pequenos deve ser no mínimo de 5 a 10 para 1 (Fig. 29A).
Poiquiloblástica: É quando o porfiroblasto, como definido acima, possui inúmeras inclusões. De acordo com a distribuição destas inclusões podemos ter as seguintes denominações (Fig. 29B)
a-) Textura em peneira: Quando as inclusões não obedecem nenhuma orientação.
b-) Textura helicítica: Quando as inclusões estão orientadas desenhando dobras e aspectos de foliações anteriores (Fig. 29C).
c-) Textura Bola de Neve (snow ball): Quando as inclusões estão orientadas, com padrão "S" ou "Z" ou concentricamente evidenciando rotação do porfiroblasto sin-tectonicamente. Essa textura é chamada também de rotacional (Fig. 29D).
Porfiroclásticas: O termo utilizado para descrever a textura de rochas intensamente deformadas onde sobressai grandes fragmentos, no mínimo com diâmetro 10 vezes maior que o diâmetro dos cristais da matriz.
Maculada: Este termo é classificado ora como textura ora como estrutura, de acordo com a opinião do autor. A textura maculada é mais comumente empregada para rochas de baixo grau, onde porfiroblastos incipientes (andaluzita, cordierita, granada, etc.), agregados ovóides de mica de granulação mais grosseira, ou segregação de matéria carbonosa e outras impurezas, ocorrem como "manchas" dispersas em meio à uma matriz de granulação mais fina, originando, por exemplo, denominações como ardósias ou xistos mosqueados. Este termo também é aplicado para rochas porfiroblásticas.
Figura 29 – (A) Porfiroblastos. (B) Poiquiloblasto. (C) Porfiroblastos com textura helicítica. (D) Esquema de formação de snowball mostrando os sucessivos estágios de sua formação (segundo Spry, 1962d).
Palimpsésticas ou reliquiares: É empregada quando a deformação e recristalização, sobre as rochas anteriores, não foram ainda suficiente para destruir totalmente as texturas primárias; sendo ainda possível o reconhecimento da textura anterior. Dentro deste grupo as principais texturas são:
a-) Blastopsefítica: Vestígios de texturas conglomeráticas.
b-) Blastopsamítica: Vestígio de textura arenosa.
c-) Blastopelítica: Quando existe vestígios de textura pelítica (rocha argilosa).
d-) Blastofítica: Vestígio de textura ofítica.
e-) Blastoporfirítica: Vestígio de textura porfirítica.
f-) Blastoamigdaloidal: Quando existe vestígio de amígdalas.
g-) Blastointergranular: Quando existe vestígio de textura intergranular.
h-) Blastogranular Hipidiomórfica: Apresenta vestígio de textura granítica granular hipidiomórfica;
j-) Blastointersertal: Contém claras evidências de textura pretérita intersertal, comum em rochas basálticas.
j-) Blastogranofírica: Existem restos de textura micrográfica ou granofírica, textura gerada pelo crescimento simultâneo do quartzo e feldspato no ponto eutético. A textura granofírica consiste da presença de quartzo com aspecto cuneiforme a triangular intercrescido com feldspato (normalmente o potássico) gerando aspecto de grafia antiga, quanto o intercrescimento é visto macroscopicamente recebe o no de textura pegmatítica, gráfica ou runítica.
Cataclástica: Termo utilizado para descrever textura de rochas submetidas a deformação cataclástica forte, sem a presença de uma matriz foliada. Caracterizada por intenso micro falhamento e fraturamento, sem nítida orientação preferencial, gerando fragmentos, normalmente angulosos de todas as dimensões, parcialmente ou não recristalizados, com ou sem neomineralização associada (Fig. 30A).
Mortar ou moldura ou argamassa: Quando existem cristais grandes, normalmente com forma ocelar, envoltos por grandes quantidades de cristais finíssimos, produzidos por fragmentação e/ou recristalização destes (Fig. 30B).
Flaser: Aplica-se a rochas em que lentes e cristais estirados, geralmente quartzo ou feldspato, muitas vezes com extinção ondulante, são separados por bandas de material finamente cristalizado, comumente puro. Cristais ovóides; em geral feldspato ou minerais máficos, podem ocorrer dentro da matriz como megacristais facoidais, ao redor dos qual a foliação se acomoda (Fig. 30C).
Milonítica: Utilizada para rochas submetidas a forte deformação cataclástica, portadoras de nítida orientação, gerada por minúsculos cristais alongados e lâminas delgadas de material finamente granulado, que se anastomoseiam entre clastos maiores, gerando uma estrutura de fluxo. A neomineralização e principalmente a recristalização, normalmente, é mais intensa que da textura cataclástica e a granulometria média da matriz recristalizada ou neomineralizada é inferior a 100µm. (Fig. 30D).
Figura 30 – (A) Textura cataclástica. (B) Textura moldura ou argamassa. (C) Textura flaser. (D) Textura milonítica.
Blastomilonítica: Utilizada para rochas submetidas a forte deformação plástica, com forte orientação dimensional e/ou cristalográfica e estrutura de fluxo gerada por agregados de granulação menor, que se anastomoseiam entre porfiroclastos e agregados com granulação maior. A neomineralização e recristalização são intensas, as feições de assimetria são freqüentes e a granulometria média da matriz recristalizada ou neomineralizada é inferior superior a 100µm.
Ultramilonítica: Este termo seria empregado em casos onde a trituração extrema tivesse reduzido a rocha original a granulação finíssima, com poucos porfiroclastos e estruturação maciça a laminar/fitada, com estrutura de fluxo ao microscópio.
Exsolução (exsolution): Estrutura que ocorre quando uma solução sólida inicialmente homogênea separa-se em duas ou mais fases cristalinas sem mudança na composição global. Normalmente é um processo associado a queda de temperatura (em rochas ígneas) ou mesmo de rochas metamórficas de alto grau. Utiliza-se o termo pertita quando a exsolução é constituída por feldspato sódico (albita) é “hóspede” em feldspato potássico (hospedeiro); o termo anti-pertita refere-se a relação contrária entre os feldspatos; o termo meso-pertita é usado quando a relação hóspede (feldspato K) e “hospedeiro” ocorrem em quantidades proporcionais (Fig. 31A-J).
	Mirmequita é o termo usado para intercrescimento de quartzo vermicular em lóbulos de plagioclásio, normalmente no contato com feldspato potássico (os lóbulos normalmente invadem o feldspato potássico). A dimensão desta estrutura comumente é da ordem microscópica (Fig. 31K), esta feição é comum em rochas ígneas e metamórficas de alto grau, principalmente como produto de reação entre o feldspato potássico e plagioclásio sódico, com o consumo do potássico durante o retrometamorfismo.
	Simplectitas é o termo usado para intercrescimento dois minerais, no qual um é “hospedeiro” e o outro é “hospede” e ocorre na forma de vermes, plumas ou cuneiforme, resultante de reações retrometamórficas, em vários casos de descompressão (Fig. 30L).
Figura 31 – (A), (B),(C), (D), (E), (F), (G), (H), (I) texturas pertíticas. (K) Textura mirmequítica em cristal de plagioclásio. (L) Textura simplectítica em cristal de muscovita.
Coronas/coroas: Se dois minerais A e B em uma rocha reagem para formar novos minerais estes pode formar reações de bordas isoladas ao longo do limite do grão de A e B (Fig. 32A, B). Quando um mineral A é substituído por outro mineral ao longo de sua borda externa, ou se ele reagir com um mineral B que é abundante na matriz ao redor, as novas fases cristalinas formados podem formar uma coroa (corona) em forma de anel ao redor de A (Fig. 32C, D).
	As texturas coroníticas são auréolas de minerais metamórficos que se formam em torno dos cristais de outros, em conseqüência de reações entre os minerais envolvidos pelas coroas, com os outros da matriz da rocha. Em rochas de alto grau várias coronas podem ser/estarem superimpostas sobre as outras como conchas concêntricas em coronas duplas ou compostas (Fig. 32E, F). Estas estruturas são importantes, pois podem permitir a reconstrução detalhada da evolução P-T-(t em uma mostra de rocha.
	Uma forma especial de coronas é as granada em atol (atoll garnet), granadas em forma de anel (ring-shaped garnet) usualmente preenchidas por quartzo e mica branca. A formação das granadas em atol são, possivelmente, resultado da formação de coras/coronas em biotita ou cordierita, onde o mineral do núcleo é posteriormente substituído por um agregado de outros minerais.
	Entretanto uma outra origem para o crescimento ao longo dos limites do grão em agregados de mica - quartzo de granulação grossa tem também sido proposta para a sua formação (Bard 1986). Quando os minerais formados presentes nas coroas formam um intercrescimento lamelar ou curvados ou vermiformes, estes também formam texturas simplectitas.
	As simplectitas desenvolvem-se devido a reações relativamente rápidas, ou por falta de uma fase fluida para transportar material para e longe do local de reação, bem como dificuldade de migração dos elementos menos móveis. Locais/sítios de nucleação de simplectitas podem ser controlados por tensão ou microdeformação (stress-controled), como também pelas condições de temperatura e pressão ter excedido certo limite (P-T overstepping controlled) (Simpson & Wintsch 1989). A maioria das simplectitas são simplectitas de reação que se formam por reações do tipo A + B + ... ( C + D ... ou A + ... ( C + D +...., onde C + D + .... formam o simplectitas.
Figura 32 – (A) e (B) reações de bordas isoladas ao longo do limite do grão de A e B. (C) e (D) coronas e/ou coroas, (E) e (F) coronas duplas ou compostas. Em (E) coroa formada por reação controlada. Em (F) coroa formada por difusão controlada. (Modificado de Passchier & Trouw, 1996).
	Reações de precipitação descontínuas do tipo A ( A` + B constituem um tipo especial que são chamadas de exssolution symplectites (simplectitas de exsolução). Estas se desenvolvem quando dois grãos de uma solução sólida supersaturada A, com orientação diferente, mas quimicamente idênticos são justapostos ao longo de um limite de grão. O limite do grão migra para dentro do primeiro dos grãos e deixam uma simplectita de A` + B para trás. As simplectitas podem ser usadas como uma medida de temperatura.
	Os termos kelyphite e kelyphitic são usado para coroas simplecticas ao redor de olivina, normalmente com camadas concêntricas que podem conter ortopiroxênio, clinopiroxênio, anfibólio e espinélio ou granada. Espinélio ou granada podem ser intercrescidos em simplectitas com anfibólio ou ortopiroxênio. O termo kelyphitic também pode ser usado para simplectitas de anfibólio-plagioclásio se estes definem claramente uma coroa. O termo mirmequita e é aqui também usado para coroas em que o quartzo com forma vermiforme aparece no interior do plagioclásio.
Pseudomorfos: Estrutura decorrente da substituição quase que completa ou completa de um mineral A por novo mineral B ou por agregados de minerais novos C + D + ...., preservando a forma e/ou relictos do mineral que foi totalmente ou parcialmente destruído (Fig. 33). Às vezes é difícil de decidir em um agregado de minerais, qual foi o primeiro a ser envolvido em uma reação e em que ordem as outras reações ocorreram.
	Tais reações de substituição podem ser de reações retrometamórficas (exemplo substituição total ou parcial de granada por clorita, muscovita) ou de metamorfismo progressivo (exemplo substituição de clorita por estaurolita, de granada por simplectita de plagioclásio+ortopiroxênio) de acordo com as fases minerais envolvidas.
Figura 33 – (A) Pseudomorfo de mineral A (relictos) substituído por mineral B (substituição monominerálica de A por B). (B) Pseudomorfo de mineral A (relictos) substituído por agregado mineral constituído por B + C (substituição poliminerálica de A por B + C + ...). (C) substituição total do mineral? (sem relictos de mineral preexistente) por B + C + D + .... (Modificado de Passchier & Trouw, 1996).
	Existem ainda muitos outros termos para descrever texturas metamórficas, tais como: cimento, pente, dendrítica, emulsão, granofírica, heteroblástica, idioblástica, xenoblástica, mesh, mimética, nodular, sieve, esferulítica, web, pegmatítica, gráfica ou granofírica, reação, ice cake, hour-glass, bow-tie, etc.
ASPECTOS DIVERSOS DE DEFORMAÇÃO E/OU RECRISTALIZAÇÃO:
	Dentro deste item serão abordados os diferentes aspectos deformacionais e de recristalização, que ocorrem em pequena escala em nível de grão ou microscópio. Os aspectos mais importantes estão relacionados abaixo.
Deformação de Oólitos e Seixos Arredondados
	A forma dos objetos deformados é função das propriedades do estado do material (quebradiço ou dúctil), dos tipos de deformação sofrida e do tipo de esforço (cisalhamento simples, cisalhamento puro, tração, compressão, etc.).
	De um modo geral pode-se ter uma idéia mais ou menos do elipsóide de deformação (finite strain ellipsoid), pela deformação de objetos aproximadamente esféricos, como oólitos.
	No caso de sedimentos grosseiros e microconglomerados e seixos arredondados, onde não se tem certeza da esfericidade, para se ter uma idéia do elipsóide, necessita-se que seja determinada média estatística das dimensões maiores, médias e menores dos grãos ou seixos, e mesmo assim, geralmente apenas obtém-se uma indicação qualitativa. Deve-se levar em conta ainda efeitos de recristalização, assimilação heterogênea da deformação, deslizamento da matriz, rotação, etc., que certamente influenciarão na forma final do elipsóide, além da diferença de competência dos minerais envolvidos na deformação, que constituem a rocha.
	A forma do elipsóide define uma superfície (S), aproximadamente paralela ao plano XY, e uma direção de máximo alongamento dentro do plano (S), gerando uma lineação de alongamento, que é aproximadamente coincidente com a direção X (Fig. 34). Estas lineações de alongamento, medidas em objetos deformados, em muitos casos são perpendiculares aos eixos das dobras, mas pode-se encontrar também relações angulares e até paralelismo.
	A intensidade da deformação dos objetos geológicos depende da competência do material que forma os objetos, como constatado por Henderson (1969), para os oólitos da Conococheague Formation, onde os de calcita são bastante estirados gerando estrutura linear, enquanto os de dolomita são indeformados ou pouco alongados.
Sombras e Orlas de Pressão
	Sombras de pressão é uma região adjacente a um porfiroblasto ou cristal, geralmente, com forma elipsoidal, na qual a textura dos minerais difere da textura do resto da rocha. A foliação envolve o porfiroblasto e sua sombra de pressão, que possivelmente é formada pela compactação diferencial da matriz em relação a objetos rígidos, como fósseis, grandes cristais e porfiroblastos.
	Orla de pressão é o crescimento de minerais orientados perpendicularmente as bordas de um corpo rígido (cristal ou porfiroblasto). Esse crescimento gera uma forma elipsoidal ao redor docristal rígido e é formado por um padrão não homogêneo de strain em torno de cristal (Fig. 35).
Figura 34 – (A) Oólitos não deformado. (B) Oólitos deformados.
Figura 35 – Franjas de pressão . (A) Nomenclatura de franjas simétrica simples constituída por quartzo. (B). Franja simples com clorita. (C) Franjas assimétricas produzidas por relacionamento não simétrico de faces e clivagem cristal. (D) Franja de pressão simples; EF e HG semelhante as faces AB e DC respectivamente e onde elas estão seguras. (E) franja elipsoidal ao redor da pirita que é estriada em A, mas não em B. (F) Franja de pressão simétrica e composta por clorita e quartzo, cada segmento é numerado pela face correspondente, sobre o cristal central, sobre o qual foi nucleado. (G) Franja simétrica composta; clorita nos segmentos 1e 2 é relacionada também as faces 1 e 2, que podem ter sido obliteradas pelo crescimento tardio do cristal. Os porfiroblastos e provavelmente também as franjas são sin-tectônicas nos exemplos de (A) a (E), mas ambos porfiroblastos e franjas são tipicamente sin-tectônicos em (F) e (G).
	
A forma elipsoidal das sombras e orlas de pressão dão uma aproximação qualitativa do elipsóide deformacional referente a deformação posterior ao crescimento do cristal. O valor é qualitativo, pois a deformação nesses locais é heterogênea, sendo que às vezes as dimensões maiores dos elipsóides podem definir uma lineação na rocha comparável a lineação de alongamento de objetos.
	As sombras de pressão são compostas comumente por cristais de quartzo, clorita, ou calcita, com pouca ou sem orientação preferencial. Já nas orlas de pressão esses minerais crescem orientados, relacionados às fronteiras dos cristais; as fibras de quartzo formam-se perpendicularmente aos limites dos cristais rígidos, enquanto a clivagem basal dos filossilicatos normalmente é paralela as faces desses cristais.
	As fibras nas orlas de pressão podem estar encurvadas, de maneira semelhante as descritas por Zwart & Oele (1966), para filitos com magnetita do Maciço Rocroi. Esse encurtamento resulta da rotação do cristal com referencia a um plano "S", durante o crescimento das fibras, possibilitando em muitos casos calcular o sentido e o ângulo mínimo de rotação do cristal em relação a dobramentos e a zonas de cisalhamento (Fig. 36).
Figura 36 – Franjas com fibras curvas. (A), (B) assimétrica composta, fibras encurvadas, franjas de pressão rotacional. Minerais nos segmentos numerados de acordo com a face do porfiroblastos que controlaram as suas formações, indicando o sentido de rotação. (C), (D) e (E) estágios do crescimento das franjas de pressão ao redor de um porfiroblastos em rotação. (F) Quartzo eorotacional, franja de pressão (após Pabst, 1931). As franjas são sin-tectônicas e os porfiroblastos são nitidamente pre-tectônicos, embora uma estreita franja do crescimento final do porfiroblastos possa ser de crescimento sin-tectônico. (Modificado de Passchier & Trouw, 1996).
Microboudinage
	A microboudinage é a boudinage em escala de secção delgada. Pode afetar cristais, como também camadas finas relativamente mais competentes que as vizinhas, sendo que as várias formas de boudinage de camadas, segundo o contraste em competência são tratadas por Ramsay (1967) (Fig. 37).
	A boudinage pode ocorrer em uma direção ou em duas caso tenha-se duas direções principais de extensão, gerando no segundo caso a denominada "boudinage de tablete de chocolate". As dimensões maiores dos cristais ou camadas boudinadas indicam uma dimensão de extensão, porém, não necessariamente a direção de extensão máxima.
	A boudinage de cristais pode acontecer em cristais compridos como: anfibólio, mica, epidoto, feldspato, turmalina, piroxênio, etc. Nos necks dos boudins geralmente crescem outros minerais como quartzo, clorita, biotita e calcita, provavelmente em condições comparáveis à das sombras de pressão (Fig. 38).
Figura 37 – Formas de Bounidagem e estratos com contrastes de competência. A forma da boudinagem é influenciada pelo contraste de ductilidade entre os estratos, mas competentes que são boudinados e os seguimentos envoltos pelo material mais dúctil. Contraste de competência 1>2>3.
Figura 38 – Boudinage em cristais de anfibólios, com crescimento de clorita neck.
	
Os boudins nas zonas de cisalhamento normalmente possuem o seu eixo maior, disposto perpendicularmente ao esforço máximo, formando assim um pequeno ângulo (0º a 35º graus) com a foliação milonítica, indicando o sentido de cisalhamento da mesma maneira que porfiroblastos.
Dobras
	O termo dobra pode ser usado para a descrição de qualquer superfície não planar resultante de deformação (rúptil ou dúctil), portanto, constituí “ondulações” adquiridas por feições planares (camadas, bandamento, xistosidade, etc.) através de deformação heterogênea de massas rochosas. Geometricamente os elementos de uma dobra são: linha de inflexão, superfície axial (plano axial), charneira, flancos e eixo (Figura 39A). A classificação das dobras pode ser baseada em diversos critérios, dentre eles:
1) geratriz – as dobras são cilíndricas (quando podem ser assimiladas em termos de translação de uma reta) ou não cilíndricas (quando não podem ser assimiladas em termos de translação de uma reta) – (Fig. 39B, C).
2) ângulos interflancos – as dobras podem ser suaves (ângulo interflanco de 180º > 120º), abertas (ângulo interflanco de 120º > 70º), fechadas (ângulo interflanco de 70º > 30º), cerradas (ângulo interflanco de 30º > 0º) ou isoclinais (ângulo de interflancos = 0º) - (Fig. 39D, E, F, G, H).
3) simetria dos flancos – as dobras podem ser simétricas (quando os flancos são imagens especulares em relação ao plano axial) ou assimétricas (quando os flancos não são imagens especulares em relação ao plano axial) - (Fig. 39I, J).
4) atitude dos flancos – as dobras podem ser normais (quando os flancos mergulham em sentidos opostos), inversa ou reversa (quando os dois flancos mergulham para o mesmo sentido, estando um deles invertidos) ou recumbente ou deitada (quando os dois flancos são horizontais, estando um deles invertidos) - (Fig. 39K, L, M).
Figura 39 – Diagrama mostrando alguns tipos de classificação de dobras.
5) espessura das camadas ou bandas dobradas – as dobras podem ser isópacas, concêntricas, paralelas ou flexurais (quando não ocorre variação na espessura), anisopacas (quando ocorre variação na espessura das camadas podendo ser classificadas como supratênues quando a espessura é menor no ápice do que nos flancos, de achatamento quando a espessura é maior no ápice do que nos flanco) - (Fig. 39N, O, P).
	Destacamos aqui, sucintamente, alguns tipos especiais de dobras, que podem ser freqüentemente encontradas em secções delgadas, cabendo para melhor entendimento consultas bibliográficas específicas (ver para tal Ramsay, 1967; Hobbs, Means & Williams, 1976; Sitter, 1964, etc).
Kink Band - Trata-se de uma parte do cristal cuja orientação difere daquela das regiões adjacentes por um ângulo baixo a moderado (de ate 60º).
	Kinking é devido a deslizamento ao longo de superfícies muito próximas, sendo a direção de deslizamento aproximadamente perpendicular ao kink axis, enquanto os flancos são retos e as zonas de charneira estreitas. Os planos axiais geralmente são paralelos, mas conjuntos conjugados com planos axiais inclinados também podem ser encontrados (fig. 40).
	Tal fenômeno é comum em micas, cianitas, piroxênios e anfibólios de rochas deformadas em ambiente de profundidade moderada a baixa.
Figura 40 – Modelos de desenvolvimento de kinks por (A) kink band in a cristal deformado com um plano de deslizamento simples (Sp) paralelo ao comprimento do cristal; (B) kinks representado por arranjo dos deslocamentos; (C) cisalhamento não-coxial; (D) por rotação de uma fatia; (E) das superfícies axiais e (F) por superposição de kinks. (Modificado de Hasui & Mioto, 1992).
Dobras em Chevron - A dobra em chevron é também conhecidacomo dobra em sanfona ou concertina. São estruturas simétricas com flancos mais ou menos de mesmo tamanho e ápices agudos (fig. 41). Desenvolve-se caracteristicamente em rochas com foliação bem desenvolvida, sendo encontrada em cristais individuais especialmente naqueles que possuem clivagem proeminente, tais como: mica, clorita, cianita, etc. A deformação ocorre devido a deslizamento ao longo de planos de foliação ou clivagem, os quais podem mostrar slickensides, com estrias.
Figura 41 – Dobras em chevron ou sanfonadas.
Dobras Dobradas (Redobramento) - São figuras de interferências geradas em uma rocha pela superposição de uma fase de deformação sobre outras. Uma classificação dessas estruturas, tomando como critério a relação da orientação entre os velhos e novos eixos de dobras e planos axiais é devida a Ramsay (1967), que considera como ( o ângulo entre os velhos e novos eixos de dobras e ( o ângulo entre o pólo do plano axial velho e alinha do plano axial novo, perpendicular ao novo eixo da dobra (fig. 42). Desta maneira são gerados 3 tipos básicos de figura de interferência: o tipo 1, em que ( ≠ 0º e ( > 70º, gerando padrões de interferência de domos e bacias (fig. 43). O tipo 2, em que ( > 20º e ( < 70º produzindo padrões de interferência em forma de "cogumelos" (fig. 43). Por fim o tipo 3 tem-se ( < 20º e ( < 70º, gerando o padrão de interferência em "laços" (fig. 43).
Figura 42 – Relação entre duas fases de deformação expressada nos ângulos ( e (. (Modificado de Hasui & Mioto, 1992).
Figura 43 – (A), (B), (C) Padrão de interferência tipo 1: domos e bacias. (D) padrão de interferência tipo 2: cogumelo. (E), (F) Padrão de interferência tipo 3: laço.
Dobras de Arrasto (drag folds): São dobras geradas pelo deslizamento de uma superfície sobre outra, principalmente quando são envolvidas rochas de competências diferentes. Estas dobras podem estar relacionadas a dobramentos em escala maiores; nesses casos seus eixos são aproximadamente paralelos aos eixos das dobras maiores, enquanto as suas formas nos flancos são na forma de "S" ou "Z" , indicando sentido de deslizamento. As dobras de arrastos, também chamadas de fold packet, aparecem em zonas de cisalhamento dúctil (shear zone), onde comumente são assimétricas, com formas "S" ou "Z" (fig. 44, 45). O plano axial dessas dobras, forma normalmente ângulos de 0º a 35º com a foliação milonítica principal, e se dispõem aproximadamente perpendicular a direção de máximo encurtamento (1 (Vernon et al., 1983; Passchier, 1983) (Fig. 45).
Figura 44 – Dobra de arrasto (drag-folds) intrafolial em rocha xistosa. As microdobras não são cilíndricas, frequentemente possuem eixos com curvaturas acentuadas, resultam de movimentos de deslizamentos heterogêneos decorrentes de cisalhamento sinistral, consistente com movimento de empurrão.
Figura 45 – Modelo para o desenvolvimento de dobra de arrasto (fold packet) em ambiente deformacional compatível com o de cisalhamento simples progressivo. Considera-se que toda a deformação é acomodada pelos estratos não competentes (estratos mais espessos com linhas inclinadas). Variação de espessura no estrato competente do centro conduz a perturbação do fluxo e o estrato competente é rotacionado (b-c). As linhas inclinadas representam linhas que eram perpendiculares aos estratos e mostram a quantidade e sentido da deformação não coaxial, nos diferentes domínios e o sentido de rotação. Nos estratos onde a linha é perpendicular a deformação foi coaxial.
Dobras em Bainha: São dobras com eixos curvilíneos (aparentando redobramento) originando um aspecto de "bainha de faca", que se desenvolvem em zonas de cisalhamento dúctil, pela rotação dos eixos para a direção de alongamento máximo (X), direção de movimento de massa, que é paralela a lineação mineral (Fig. 46).
Figura 46 – Esquema de formação de dobra em bainha. Em (A) dobra não deformada (eixo reto), (B) dobra deformada (redobramento) com eixo curvo. (C) desenho esquemático de dobra em bainha.
Outras Feições resultantes da deformação
Arqueamento (bending): é quando os cristais de uma rocha são torcidos ou arqueados, produzindo normalmente: extinção ondulante, propriedades óptica anômala, clivagem curvada, geminação curvada ou faces dos cristais curvas.
Deslizamento: ocorre quando as camadas do cristal deslizam uma sobre as outras sem perda de coesão, estas superfícies podem se repetir, gerando lamelas de deformação.
Geminação: cada camada da estrutura do cristal é sheared por uma quantia exatamente suficiente para produzir uma imagem refletida do cristal original. A geminação de calcita e dolomita pode ser aplicada para mapeamento da direção de stress (Schmid, 1982).
Poligonalização: é processo por meio do qual um retículo cristalino curvado ou sob pressão reajusta-se para formar subgrãos não deformados, que são normalmente separados por contatos justapostos, comumente formando ângulos de 120º entre si (ver recristalização).
Recristalização
Segundo Spry (1974), recristalização pode envolver nucleação e crescimento, mas quando já existem cristais de um determinado mineral, o processo pode consistir somente num aumento do tamanho do grão, ou mudança da sua forma pelo movimento ou coalescência de limites dos grãos sem nucleação. Para Passchier & Trouw (1996) recristalização é o processo de formação de novos núcleos que ao crescer mostram uma orientação cristalográfica, que se manifesta pelo ângulo de extinção, a qual difere pelo menos alguns graus (varia de 5º a 10º) dos grãos vizinhos. Cabe ressaltar que a nucleação pode ocorrer pela redução da granulação por processos deformacionais.
	De maneira geral os minerais com elevação do grau metamórfico recristalizam-se mais facilmente; porém o feldspato comporta-se sempre mais resistente que o quartzo em qualquer ambiente, enquanto a biotita deforma-se prontamente, mas é menos recristalizada que o quartzo, e por esta razão tende a dispersar pela rocha sob altas taxas deformacionais (Etherige & Wilkie, 1981).
Recuperação (recovery)
Recuperação é o processo em que se formam "subgrãos”, como resultado da migração e concentração dos defeitos para determinados planos, a exemplo do encurvamento do retículo cristalino responsável pela extinção ondulante, que deixa de existir. É um termo geral para os processos em que um cristal ou agregado de cristal conduz a uma diminuição no comprimento combinado com deslocamento e uma reorganização de deslocamentos para dentro dos limites dos subgrãos. Dessa forma surgem diminutos domínios separados por superfícies com pequena diferença de orientação em relação ao cristal original (normalmente menos de 5 a 10 graus). Trata-se do estágio inicial da recristalização, diferindo-se desta pela menor rotação dos “subgrãos”. 
Micro Zonas de Cisalhamento
	Inicia-se por alguma instabilidade e conduz a mudança nas propriedades das rochas. As rochas nas zonas de cisalhamento tornam-se menos competente que as das paredes, um fato que tem sido chamado strain softning (Ramsay & Grahan, 1970). As razões desta redução na competência variam em diferentes regiões e em diferentes ambientes geológicos. A mudança nas propriedades de fluxo pode ser resultado de mudanças no tamanho do grão de cristais competentes, deformação induzindo dilatação conduzindo a mudanças na pressão de fluidos, ou influxo de fluidos afetando a estabilidade química da rocha. Como a deformação torna-se mais concentrada nesta zona é provável que induza a um fabric anisotrópico, tal como a formação de xistosidade, ao lado de enfraquecimento geométrico.
	Nestas zonas aparecem áreas com formas losangulares de rocha relativamente indeformadas envolvidas por zonas de deformação alta, produzindo xistosidade forte e/ou gnaisses bandados à custa de rocha indeformada (Ramsay, 1982). Os losângulos de rochas indeformadas ou menos deformadas, comumente, orientam-se com seus eixos maiores perpendicularmente ao esforço máximo (σ1) e formando pequeno ângulos (0º - 35º) coma foliação milonítica indicando o sentido da movimentação da massa. Nestas zonas também é comum a presença de duas foliações (Berthé et al. 1979), uma normalmente com forma sigmoidal perpendicular a σ1, sendo que o ângulo agudo indica o sentido do movimento de massa (Figuras 18 e 21).
Comportamento Microestrutural dos Filossilicatos
	Os filossilicatos em rochas de grau metamórfico incipiente a baixo são de dois tipos: Cristais grandes (submilimétricos a milimétricos) possivelmente detríticos; e finamente granulado de origem secundária ou indeterminada. Os primeiros são constituídos por muscovita e menores quantidades de biotita, normalmente ambos com intercrescimento de mica marrom ou verde e clorita, e ocorrem comumente encurvados ou kinked (fig. 47A) com sobrecrescimento de mica finamente recristalizada. O 2º grupo de filossilicatos é representado normalmente por muscovita rica em ferro e menor quantidade de clorita e possivelmente biotita, com granulação normalmente menor que 0,02mm de comprimento, com terminações pontiagudas (fig. 47B) (Williams, 1972).
	Com o aumento do metamorfismo os tamanhos dos grãos de filossilicatos, tendem a crescer, podendo ocorrer a formação de porfiroblastos que na maioria dos casos investigados em ardósias, consistem de cloritas intercaladas com mica (chlorite-mica-aggregates, Weber, 1981).
	A direção de crescimento dos porfiroblastos normalmente é determinada pelo "estiramento" dos septos. Neste contexto a clorita pode crescer normalmente as paredes de veios em um típico aspecto de preenchimento de fissura (chlorite stackes) como também pode ocorrer o crescimento de clorita e/ou muscovita, dispondo-se com os planos {001} perpendicularmente a cristais de quartzo em rochas quartzosas (siltito, arenito) gerando os denominados beardlike.
	Com a evolução tectono-metamórfica os filossilicatos geralmente orientam-se mais ou menos paralelamente a uma superfície de foliação (clivagem ou xistosidade). Esta foliação é normalmente paralela ao plano axial das dobras da 1º fase de deformação, quando é dobrada camada sedimentar (fig. 48). Em uma 2º fase deformacional, os planos de clivagem plano axial da 1º fase são dobrados; implicando que as micas individuais também são dobradas, principalmente nos xistos e gnaisses onde os cristais são maiores (fig. 48).
	Os filossilicatos deformados, por dobramentos ou por outro processo qualquer, na dependência das condições metamórficas (P x T x Pf) e da quantidade de deformação (strain energy) aparecem com extinção ondulante, kinked ou apresentam fenômeno de "recuperação" ou de "recristalização" ou poligonalização.
Figura 47 – Filossilicatos. (A) Grãos detríticos deformados de muscovita e biotita. As áreas escuras correspondem a intercrescimento de clorita ou muscovita rica em ferro. (B) Contorno típico de filossilicatos finamente granulados incluindo clorita e muscovita rica em ferro 
Figura 48 – (A) Dobras com micas paralelas ao plano axial (dobras sin-xistosidade). (B) Dobras com micas dobradas (dobras pós-xistosidade).
	Pelos processos de recuperação e recristalização em dobras são gerados os arcos poligonais, que consistem de um conjunto de cristais pequenos, que por sua posição e orientação seguem a dobra, mas que individualmente não mostram efeitos de deformação. Por estes processos podem ser geradas também as estruturas denominadas de "rabo de peixe", que são pacotes de mica com contatos formando ângulos bem agudos entre si, de maneira semelhante a Kink Band Migration, representando possivelmente restos de ápices de dobras intrafoliares de uma foliação anterior.
	As estruturas em arcos poligonais (temperatura de ± 400 ºC) e "rabo de peixe" só podem ser geradas a partir da 2º fase deformacional. Arcos poligonais podem também ser formados por migração das charneiras de "Kink bands" dentro de micas ("Kink band boudary migration")	Discussão sobre mecanismos de redução de tamanho e modelos para explicar deformações em biotita e muscovita, são encontrados em Baronnet & Olives (1983) que propõem um modelo cristalográfico para esse processo e em Bell & Wilson (1981).
	Em zonas de cisalhamento é comum o aparecimento de formas losangulares de filossilicatos, normalmente assimétricas ou sigmoidais, indicando, por sua assimetria, o sentido de cisalhamento e pelo eixo menor, possivelmente a direção de maior esforço.
Comportamento Microestrutural do Quartzo
	O quartzo em rochas de grau metamórfico incipiente a baixo (grauvacas e ardósias) normalmente constitui dois grupos distintos: grãos grandes (0,1 a 3mm) que variam consideravelmente de forma e, grãos pequenos (5 a 10() com contatos poligonais ou por vezes obscurecidos por filossilicatos finamente granulados e opacos, indicando um ajustamento de suas formas, durante diagênese e metamorfismo. Porém, é impossível determinar se o quartzo é material primário recristalizado ou se foi introduzido (Williams, 1972). Já os "grãos grandes" onde existe acamamento diferenciado, nos estratos ricos em mica são alongados e losangulares, e relativamente menores que do estrato rico em quartzo, possivelmente devido a fenômeno de corrosão (Fig. 49). Neste grau metamórfico, grãos com extinção ondulante e deformação lamelar, ocorrem apenas em áreas restritas, e o fabric de eixo "C" de quartzo é idêntico ao de sedimentos indeformados (Williams, 1972).
Figura 49 – Contornos de grãos de quartzo. (A) Grãos detríticos. (B) Grãos corroídos de uma camada rica em micas. (Modificado de Hasui & Mioto, 1992).
	Com a elevação das condições metamórficas (em filitos e xistos o quartzo, tal como as micas, pode recuperar-se e recristalizar-se, após ou sincronicamente a deformação, formando novos cristais, bem menores que os anteriores, sem deformação (Fig. 50). Outros minerais também apresentam este comportamento, porém na dependência de suas estabilidades, iniciam antes ou bem após o quartzo.
Figura 50 – Recristalização e recuperação causada por deformação. (A) Grão de quartzo sedimentar. (B) Cristal com extinção ondulante. (C) Recuperação com subgrãos. (D) Recristalização com novos grãos.
	Extinção ondulante forte e deformação lamelar em cristais de quartzo resultam em condições de baixa temperatura e/ou pressão, onde recuperação e recristalização geralmente não ocorrem. Para que ocorra recristalização e/ou recuperação é necessário condições de P e T mais elevadas e/ou velocidades de deformação menor.
	Grãos de quartzo deformados em condições metamórficas de fácies xisto-verde alto ou superior, geralmente, não mostram deformação lamelar. Os cristais com extinção ondulante formam subgrãos e logo se recristalizam em grãos menores, geralmente com contatos poligonais que com o crescimento em condições dinâmicas, em função da migração dos limites, se interpenetram e exibem assimetrias que se constituem em ótimos indicadores cinemáticos. Em condições de recristalização estática os limites são retos e se ligam formando ângulos de 120º.
	Sob uma taxa de deformação muito elevada (por exemplo, milonitos), sob temperaturas relativamente altas, podem formar-se cristais de quartzo muito lentiforme, geralmente, com extinção ondulante, indicando uma deformação extrema, com recristalização e intensa migração dos limites, propiciando a formação de cristais alongados ou agregados de poucos cristais com formas bem alongadas. Esta feição é denominada de "Ribbon quartz" ou "platten quartz".
	Urai & Humphreys (1981) em experimentos com cânfora constataram que, a baixa temperatura a recristalização dinâmica gera grãos equidimensionais e a altas temperaturas grãos alongados, e que a recristalização estática após a deformação pode não unicamente mudar a microestrutura do grão na zona de cisalhamento, mas também destruir a orientação das estruturas dos grãos. Para Poirier (1976; in Vernon, 1981) recristalização dinâmica em geral origina formas alongadas, limites irregulares e subestruturas poligonalizadas, enquanto grãos recristalizados estaticamente geralmentesão iguais, tem limites retos e contém poucas deslocações arranjadas.
	O eixo cristalográfico "C" do quartzo recristalizado sobre ação de esforços é estatisticamente orientado, formando guirlandas ou pólos de concentração, na dependência dos mecanismos e história deformacional envolvida. As assimetrias desses "fabrics" são freqüentemente usadas para determinar o sentido de "vorticity" em zonas de cisalhamento dúctil de maneira semelhante à proposta por Lister & Hobbs (1980) (fig. 50); e indicam uma deformação não coaxial. As guirlandas podem ser cruzadas com um ramo principal (() e um secundário (() ou simples (Bouchez & Pecher, 1981; Mancktelow, 1981; Malavielle & Etchecopar, 1981; Passchier, 1983) (fig. 51), sendo que as guirlandas largas ou difusas sugerem baixas deformações ou recristalização pós-tectônica, ou mesmo um caminho deformacional complexo (Bouchez & Pecher, 1981).
Figura 51 – Diagrama esquemático do relacionamento geométrico entre a foliação (S) e a lineação (L) desenvolvida em zona de cisalhamento dúctil e a forma de fabric de eixo-c de quartzo destas zonas. (A) Modelo de zona de cisalhamento. FD = direção de fluxo; FP = plano de fluxo. (B) Modelo de fabric de eixo-c de Lister & Hobbs (1980) contendo assimetria interna. X e Y representam o eixo maior e intermediário do elipsóide de deformação finita. ( = guirlanda principal; ( = guirlanda menor. (C) Fabric de eixo-c como usualmente descrito em zonas de cisalhamento dúctil, com uma rotação horária da guirlanda, gerando assimetria externa em relação a S e L.
	Todavia deve ser ressaltado que a interpretação desses fabrics assimétricos, em zonas de cisalhamento, é frequentemente incerto (Malavielle & Etchecopar, 1981; Passchier, 1983), por sua dependência das proporções relativas de quartzo na rocha, e de freqüentes complexidades tectônicas e histórias metamórficas. Portanto não deve ser usado como o único processo para resolver o problema e para uma melhor segurança deve usar quartzitos puros relativamente espessos, onde os problemas relativos a interferências de minerais mais competentes, como feldspatos são anulados ou reduzidos.
Crescimento de Porfiroblastos e Relações com Fases de Deformação
	Estudos de porfiroblastos, geralmente fornecem valiosas informações sobre a idade relativa do crescimento destes e a formação da clivagem ou xistosidade, podendo também fornecer dados qualitativos a cerca do regime deformacional (cisalhamento puro, cisalhamento simples, achatamento, etc.) e do sentido do movimento de massa.
	Discussões sobre o problema de como crescem os porfiroblastos estão na literatura desde Ramberg (1952; in Zwart & Calon, 1977) que propôs 2 soluções alternativas. São elas: 1-) Crescimento concrecional, isto é crescimento com deslocamento da matriz para os lados pela "força de cristalização" e; 2-) substituição química, isto é, substituição a volume constante.
	Trabalhos detalhados e experimentos tem demonstrado que a "força de cristalização", existente não é suficientemente forte para empurrar a xistosidade para os lados em rochas metamórficas, onde as pressões litostáticas são bem mais elevadas que na superfície da terra. Trabalhos como de Zwart (1960, 1962), Zwart & Colon (1977), Powell & Treagus (1970), Schoneveld (1979), Spry (1974) e outros demonstraram que o crescimento dos porfiroblastos não empurra a foliação e que a força de crescimento não chega a influir nas texturas das rochas metamórficas. Portanto é a foliação que se amolda ao redor dos porfiroblastos devido a compactação diferencial, resultante de diferenças de competência, durante determinada fase deformacional.
	Deste modo os porfiroblastos crescem sobre os outros minerais, foliações ou estratificação existentes, sem deformá-las de maneira nenhuma. Foliações encurvadas ao redor de porfiroblastos é sempre o resultado de uma deformação da matriz xistosa posteriormente ao crescimento do porfiroblasto; enquanto que as inclusões do interior dos porfiroblastos, pelos seus padrões e formas, normalmente fornecem informações sobre a textura da rocha, no tempo em que os porfiroblastos cresceram.
	As inclusões normalmente são compostas por quartzo, minerais opacos e grafitas, minerais que não contém alumínio, sugerindo que a riqueza de inclusões em porfiroblastos esteja ligada a mobilidade nitidamente menor do Al, em relação aos outros íons como: Si, Fe, Mg, Mn, K, Ca, etc., como sugerido por Carmichael (1969). Como a maioria dos minerais metamórficos que formam porfiroblastos (andaluzita, distênio, sillimanita, estaurolita, cordierita, granada, feldspatos, etc.) contém relativamente bastante Al, pode-se deduzir que, se esses minerais crescem numa área que contem pouco Al (por exemplo, um leito rico em quartzo), eles não podem formar cristais contínuos, mas se a região limítrofe for constituída por material pelítico (Al suficiente) o porfiroblasto cresce ao redor das áreas pobres em Al, originando as inclusões. Este processo explica o aparecimento de faixa de inclusões paralelas a faixas pobres em inclusões, em porfiroblastos existentes em rochas compostas por estratos ricos em quartzo alternados com estratos ricos em mica; e explica também o fato que minerais com mais Al geralmente contem mais inclusões que minerais mais pobres em Al.
	Outra microestrutura interessante que pode ser explicada, segundo o princípio acima exposto, é o das estruturas fantasmas (ghosts). Se os porfiroblastos de um mineral crescem sobre cristais pré-existentes de um mineral com bastante Al, a forma desses últimos pode ser preservada nos novos porfiroblastos como zonas com poucas inclusões, assim produzindo "fantasmas" dos cristais desaparecidos (fig. 52).
	As explicações referentes as inclusões, nos porfiroblastos, são geralmente aceitas para rochas de grau baixo a médio, onde a mobilidade do Al ainda é considerada baixa. Em condições de P e T mais elevadas, ou seja, a partir dos estágios mais elevados da fácies anfibolito, tal explicações não são válidas face ao aumento da mobilidade do Al (seja como íons, soluções, etc.). Nesses casos os porfiroblastos tendem a ter menos inclusões, portanto, sendo mais contínuos.
Figura 52 – Estruturas fantasma de biotita em granada.
	Não se deve esquecer que nem sempre o padrão de inclusões reflete a foliação presente durante o crescimento do cristal. Em vários casos as inclusões podem ser controladas pela rede cristalina do porfiroblasto, como é o caso de inclusões ou exsoluções de opacos em anfibólios e piroxênios.
	As inclusões internas, que em rochas metamórficas são compostas comumente por grãos inequidimensionais, refletindo assim a xistosidade anterior, e denominada de "Si", enquanto a xistosidade externa é denominada de "Se" (fig. 53).
Figura 53 – Xistosidade interna (Si) e xistosidade externa (Se) em porfiroblasto pós-cinemático.
	Comparando Si com Se, é geralmente possível estabelecer idades relativas entre fases de deformação e o crescimento do porfiroblasto (cristalização) bem como do estilo deformacional (cisalhamento simples, cisalhamento puro) e do sentido de cisalhamento (levógiro e dextrógiro). Da comparação de Si com Se, Zwart (1960, 1962) estabeleceu 9 formas diagnósticas em relação ao tempo de deformação (pré-, sin- e pós-tectônica) e do estilo deformacional (fig. 54).
	No esquema de Zwart (1962) é suposta uma clivagem ou uma xistosidade já estava presente na rocha antes da deformação, para que a relação entre Si e Se, fique mais clara nos casos de porfiroblastos pré-cinemáticos. Caso não existiu uma clivagem anterior os porfiroblastos pré-cinemáticos teriam inclusões sem orientação preferencial. As 9 relações propostas Zwart (1962) por são claras, mas na natureza encontram-se muitas vezes casos transicionais ou combinações: por exemplo, porfiroblastos com um núcleo pré-cinemático e uma borda sin-cinemática ou porfiroblasto sin-cinemático que terminou de crescer antes que a deformação terminasse. Deve-se levar em conta que os períodos necessários para deformaçãoe crescimento de porfiroblasto em geral não são exatamente os mesmos e, em alguns casos nem sequer são comparáveis. Recentemente passou a usar o termo inter-tectônico para porfiroblastos que cresceram em cima de uma foliação secundária, e este é envolto por uma foliação mais nova, que não deixa registro do padrão de inclusões no porfiroblasto em relação a nova foliação.
Figura 54 – Diagrama esquemático com as relações de inclusões Si e Se (modificado de Zwart 1962, e Passchier & Trouw 1996).
	Nas ilustrações F, M e N da figura 53, as dobras incluídas nos porfiroblastos chamam-se "dobras helicíticas" ou "estruturas helicíticas" e não devem ser confundidas com as inclusões em forma de "S" e "Z" da ilustração H e I (textura bola de neve – snow ball), e nem com inclusões planares inclusas em porfiroblastos deformados (dobrados e com extinção ondulante). Se no caso da ilustração F, M e N, a deformação, continuar, é possível que se desenvolva uma clivagem de crenulação que por sua vez passe para uma clivagem ardosiana ou xistosidade, que irá rodear o porfiroblasto, ficando as dobras helicíticas nesses porfiroblastos como vestígios únicos que provam a pré-existência de uma clivagem de crenulação na rocha (porfiroblastos intertectônicos).
	Cabe ressaltar ainda que os porfiroblastos como também os porfiroblastos, não circulares, devem possuir comportamento similar a boudins de material competente e outros objetos geológicos similares, nas zonas de cisalhamento shear zone.
Porfiroblastos Girados com Padrões de Inclusões e em Forma de "S" ou "Z"
	Powell & Treagus (1967, 1970) elaboraram um modelo tridimensional, que se mostrou complicado, do qual se pode deduzir que o ângulo correto de giro só pode ser medido em um corte pelo centro do cristal e perpendicular ao eixo de giro, sendo que os cortes que se afastam do centro, normalmente mostram quantidades de giro menores que a real.
	Considerando um mecanismo de deslizamento ao longo dos planos de clivagem, os porfiroblastos giram entre eles. Todavia, é mais provável que durante uma deformação rotacional (por exemplo, cisalhamento acompanhado de achatamento), ambos, a xistosidade e os porfiroblastos, sejam girados, em ângulos diferentes.
	Os porfiroblastos em dobras podem apresentar rotação normal, isto é a rotação dá-se no sentido do ápice da dobra, para dentro da dobra (Fig. 55); todavia, pode mostrar também em alguns casos, como nas montanhas Harz (Zwart & Oele, 1966), rotação inversa ou "reversa", onde o sentido de rotação dos porfiroblastos é inverso do primeiro (Fig. 56).
Figura 55 – Relação entre sombra se pressão e clivagem, em dobra com clivagem em leque em seqüência de ardósia-quartzito dobrado.
	De acordo com Schoneveld (1979) existiam até meados de 1979 três diferentes explicações para o sentido de rotação de porfiroblastos: 1-) Rotação de deslizamento flexural ao longo de superfícies dobradas (Zwart, 1960; Peacy, 1961); Powell & MacQueen, 1976) para explicar rotação "normal"; 2-) movimentos de cisalhamento ao longo da nova clivagem plano axial (Sander, 1930; Zwart & Oele, 1966), para rotação "normal e para rotação inversa (Langhlinrich, 1964); 3-) rotação passiva de "Se" em relação ao porfiroblasto (Kennan, 1971), para rotação "normal'. Segundo Schoneveld (op. cit .) para explicar a rotação "normal" dos porfiroblastos é necessário que pontos de material da charneira de um antiforme mova-se para baixo relativamente a certos pontos de material dos flancos enquanto o caso contrário, em que os pontos da charneira de um antiforme move-se para cima em relação aos flancos, por deslocamento relativo paralelo ao plano axial, explicaria o sentido "inverso" de rotação.
Figura 56 – Representação esquemática de rotação de granada resultante de dois modelos diferentes (a) e (b). O tipo de deformação é o mesmo para os dois modelos, porém o padrão de deformação difere em função da diferença de anisotropia do material. As setas indicam o sentido de rotação e wrt S1.
	Williams & Schoneveld (1981) devido aos modelos acima serem insatisfatórios propõem um novo modelo baseado na aceitação que rotação de granada é derivada por cisalhamento sobre superfícies de crenulação (S1); sendo a nova foliação (S2) considerada uma estrutura passiva, no mínimo nos estágios iniciais do desenvolvimento. O modelo deformacional proposto é o da superposição de um cisalhamento puro e um cisalhamento simples progressivo, sendo este último o único componente capaz de girar. O sentido de rotação poderá ser "inverso", quando a superfície ativa for (S2) (cisalhamento simples), isto normalmente ocorre após todo material móvel ter sido removido dos septos em deformação não coaxial (fig. 57). O sentido de rotação de porfiroblastos ou porfiroclastos, sem trilhas de inclusões poderá ser notado pela assimetria das sombras de pressões associadas ou da xistosidade que o envolve.
Indicadores cinemáticos:
	Correspondem a interpretação das feições mostradas acima em corpos rochosos, que permitem a determinação do sentido de transporte (transporte de massa) e sentido de esforço (estiramento) a qual as rochas deformadas foram submetidas. Os indicadores de transporte ou indicadores de rotação e/ou indicadores cinemáticos podem ser feições planares (foliações secundárias, falhas, juntas, etc), lineares (estrias, estiramento ou alinhamento mineral, etc.), dobras, porfiroblastos, sombras de pressão, etc. Em muitos casos estes indicadores dão evidencia do tipo de deformação dúctil ou rúptil, assim como condições de temperatura na qual eles se formarão. Dentre os indicadores os mais comuns são:
1- dobras de arrasto (drag folds);
2 – deformação e rotação de minerais e outros objetos geológicos dentro de uma zona de arrasto;
3 - assimetria de dobras – muitas dobras se formam em estágios sucessivos de deformação sendo “formadas” e posteriormente deformadas;
4 – bandas de cisalhamento;
5 – estruturas S/C ou foliação S/C;
6 – porfiroblastos rompidos segundo planos de cisalhamento ou de partição, com deslocamento de subgrãos, trilhas de recristalização dinâmica;
Figura 57 – Dobras no Harz com cristais de pirita rotacionados; após Langheinrich (1964).
7 – assimetria de sombras de pressão em porfiroblastos ou porfiroclastos;
8 – assimetria de esteiras de subgrãos nas extremidades de porfiroclastos, relação Si x Se;
9 – assimetria de lamelas de quartzo dentro de grãos deformados;
10 – micas fisch ou pisciformes;
11 – tramas de eixo C de quartzo;
13 – tension gash;
15 – porfiroblastos rotacionados ou assimétricos;
16 – migração assimétrica dos limites dos grãos, em especial do quartzo;
17 - assimetria de lóbulos mirmequíticos, etc.
	Para exemplificar alguns tipos de indicadores comuns é mostrado na figura 57 um diagrama esquemático de uma zona de cisalhamento milonitica, mostrando os principais tipos de indicadores que podem ser encontrados em tal estrutura.
Considerações sobre os Estudos Microestruturais:
Os estudos microestruturais e de petrofábrica das rochas metamórficas são elementos essenciais para o entendimento da evolução geológica de uma determinada área, porém, para evitar interpretações equivocadas ou aproveitar melhor os dados, de modo a obter um melhor resultado, esses estudos devem ser acompanhados de cuidadosos trabalhos de campo e mesmo de laboratório, como estudos químicos e termodinâmicos.
	As associações mineralógicas em rochas polimetamórficas são de dois tipos: compatíveis e incompatíveis. Os critérios para distinção entre elas tem sido um dos grandes problemas da petrologia metamórfica. As análises microestruturais tem sido, normalmente, o método usado para identificar se determinados minerais são sincrônicos e quimicamente compatíveis embora, às vezes, também sejam necessários critérios químicos e termodinâmicos.
Figura 58 – Diagrama esquemático de zona de cisalhamento milonítica mostrando a geometria de indicadores cinemáticos que podem ser encontrados.Os trabalhos referentes a análise cronológica de cristalização e deformação, como demonstrado por Bell & Rubenach (1983), requerem cuidados especiais, porque muitas relações microestruturais complexas podem vir a ser interpretadas em termos de uma única associação metamórfica, ou uma única fase deformacional ser interpretada como duas ou mais.
	Outra coisa necessária para a realização de análises microestruturais e fabric, é o entendimento das "leis de fluxos" a que foram submetidas as rochas durante a deformação e/ou os mecanismos deformacionais envolvidos, bem como o seu comportamento no tempo, aspectos estes ainda não perfeitamente conhecidos.
	Apesar das numerosas cautelas que devem ser tomadas em trabalhos microestruturais, e das variáveis a serem consideradas, algumas insuficientemente conhecidas, essa técnica é de real importância nos estudos de áreas complexamente deformadas e metamorfizadas.
	As texturas resultantes de recristalização dinâmica (cominuição, blastese e controle da migração dos limites dos cristais), bem como a orientação cristalográfica, fornecem informações sobre o metamorfismo (temperatura, intensidade de deformação e mecanismos deformacionais). A temperatura de recristalização de alguns minerais formadores de rocha está listada abaixo.
- Recristalização de calcita durante forte deformação 150-200ºC (Voll, 1980).
- Início da poligonalização emigração dos limites dos cristais de quartzo 275ºC (Voll, 1976 e 1980).
- Início da recristalização do quartzo 290ºC (Voll, 1976 e 1980).
- Início da recristalização da biotita 300ºC (Voll, 1976 e 1980).
- Recristalização da calcita durante deformação normal 300-350ºC (Voll,1980).
- Início da recristalização da dolomita 400-450ºC (Voll, 1980).
- Início da recristalização da olivina 400-500°C (Voll,1980).
- Início da recristalização da olivina 500ºC (Ave”Lallemante & Carter 1970).
- Início da recristalização do feldspato potássico 480ºC (Altenberger et al. 1988).
- Início da migração dos limites dos cristais de oligoclásio 500ºC (Voll, 1968).
- Início da recristalização do feldspato potássico 500ºC (Voll, 1976 e 1980).
- Início da recristalização do plagioclásio 500ºC (Voll, 1976 e 1980).
- Feldspato potássico com 15% de albita 430-500ºC a pressão de 1 a 8 kbar (Voll, 1968).
- Início da recristalização de anfibólio, cerca de 500ºC (Voll, 1980).
- Início da recristalização do plagioclásio 520°C (Altenberger et al., 1988).
- Dissolução por difusão, associada a pressão, de cristais de turmalina 560 ± 20ºC (Voll, 1968).
- Início da recristalização de clinopiroxênio ± 600ºC (Voll, 1980).
- Início da recristalização de ortopiroxênio ± 700ºC (Voll, 1980).
- Deslizamento dominante segundo o eixo c (c-slip), com alta pressão de fluido (Blumenfeld et al. 1986).
	Obs: Quando não indicado os valores de temperatura são relativos a pressões entre 3 e 6 kbar e rochas com H2O (pressão de fluído com H2O ).
NOMENCLATURA DE ROCHAS METAMÓRFICAS
	Não existindo um consenso entre os petrologistas sobre a nomenclatura das rochas metamórficas, a Subcomission on the Systemaatics of Metamorphic Rocks, da IUGS reuniu-se pela primeira vez de 14 a 17 de outubro de 1981, em Atenas, na Grécia, para estabelecer os princípios básicos para a nomenclatura das rochas metamórficas. Porém, até hoje não saiu uma sugestão definitiva, apenas as recomendações preliminares, que são as seguintes:
a-) A nomenclatura não deve basear-se em argumentos genéticos e sim em observações macroscópicas, quando necessário em observações microscópicas ou de outras naturezas.
b-) Utilizar termos descritivos tais como ardósia, filito, xisto, gnaisse, fels, granulito, milonito, migmatito. Esses termos devem ser acrescidos de informações referentes a composição mineralógica (modal e/ou minerais importantes, quanto ao volume, metamorfismo e/ou aspectos econômicos), estrutura, textura e, às vezes, também em relação a gênese e protólitos. 
c-) Termos descritivos especiais, a exemplo de “oficalcita” com aceitação reduzida, ou termos genéticos, tal como, skarn ou escarnito, podem ser utilizados, bem como outros, más devem ser definidos em um glossário. O termo escarnito é utilizado para rochas de metamorfismo de contato ou regional de baixa pressão, onde ocorre troca de elementos químicos entre a rocha intrusiva (normalmente granítica) e o mármore ou metamarga, ou entre termos menos refratários, submetidos a fusão parcial, e rochas calcissilicáticas. Termos de granulação grossa (pegmatóides) recebem a denominação de tactito. Ainda em relação ao escarnito, quando este se desenvolve no mármore ou meta marga, portanto externo a intrusão, recebe a denominação de exoescarnito ou exoescarne e quando se desenvolve dentro do corpo intrusivo denomina-se endoescarnito ou endoescarne.
d-) Nomes mineralógicos, genéticos e/ou originados de locais ou pessoas, já consagrados, podem ser aplicados, a exemplo de:
quartzito – rochas formadas essencialmente por quartzo (quartzo ≥ 80%) podendo ser de origem sedimentar (clástica, química ou biogênica), diagenética e hidrotermal submetida a metamorfismo, ou mesmo tectono-metamórfica (metassomática).
anfibolito – rochas compostas por anfibólios cálcicos (± 50%) e plagioclásio resultantes de metamorfismo de rochas magmáticas básicas (plutônicas, hipoabissais ou efusivas), sedimentos margosos e, mais raramente, processos metassomáticos associados a rochas ultrabásicas em ambiente de migmatização (metamorfismo de alta temperatura), com anatexia ou infiltração de material granítico.
itabirito – rocha bandada constituída por leitos/estratos, de espessuras milimétricas a centimétricas, ricos em óxido de ferro (hematita e/ou magnetita) intercalados com leitos rico em quartzo, além de outros silicatos, resultantes de alternância na sedimentação ou a processos tectônico-metamórfico. De acordo com o tipo, esta rocha pode receber adjetivos como itabirito especularítico, martítico, goethítico, anfibolítico, etc. Esta rocha também recebe as denominações de formação ferrífera bandada (BIF) e taconito.
mármore – rochas essencialmente constituídas por carbonato (normalmente calcita e/ou dolomita) que podem ser quanto a mineralogia denominados de mármore calcítico ou mármore dolomítico, etc., de acordo com o predomínio dos carbonatos presentes (≥ 50%);
serpentinito – rochas constituídas predominantemente por serpentina (≥ 50%), resultante de metamorfismo de rochas ultramáficas/ultrabásicas;
esteatito - rochas constituídas predominantemente por talco (≥ 50%), resultante de metamorfismo de rochas ultramáficas/ultrabásicas ou metamargas;
glimerito – Rocha constituída eminentemente por micas, normalmente, sem xistosidade bem desenvolvida, oriunda de processos metassomáticos e/ou magmáticos, sem evidência de origem sedimentar.
charnockito – Rochas de composição granítica com ortopiroxênio, resultante de cristalização de magma granítico relativamente anidro, em condições sin- a tardi-cinemáticas, em ambiente de fácies granulito a anfibolito alto. O termo inicialmente foi aplicado a rocha metamórfica com granada (granulito ácido), porém na literatura aparece também aplicado a produto de cristalização de magma ácido anidro, em condições pós-tectônico (sem metamorfismo), sendo que neste caso o nome mais adequado seria o uso do prefíxo (hiperstênio) na frente dos nomes composicionais (álcali-feldspato granito; granito; granodiorito; tonalito; álcali-feldspato sienito, sienito, monzonito; monzodiorito ou monzonorito e norito). Para essas rochas também podem ser utilizados termos especiais, tais como: álcali-feldspato (pertita) charnockito (para o hiperstênio álcali-feldspato granito); charnockito (hiperstênio granito); opdalito (hiperstênio granodiorito); enderbito (hiperstênio tonalito); mangerito (hiperstênio monzonito e hiperstênio sienito); jotunito (hiperstênio monzodiorito).
granulito – inicialmente este termo foi utilizado para fins texturais, aplicado em rochas com alternância macroscópicaou microscópica de bandas ou agregados de diversas composições mineralógicas, com estrutura granular, equigranulares, com ausência de minerais micáceos. Atualmente o termo é usado para rochas de alto grau metamórfico, ambiente em que ocorre a desidratação, com o consumo de biotita e também consumo parcial de anfibólios, para a formação de feldspatos, granada, piroxênios, polimorfos do Al2SiO5, allanita, etc. Este processo resulta na formação de associação mineralógica constituídas por minerais anidros: piroxênios (orto e clino), safirina, feldspatos, quartzo, granada, sillimanita, osumilita, etc. De acordo com as necessidades de subdividir as rochas granulíticas para estudos ou mapeamento, além da utilização dos minerais típicos na frente do nome, pode ser utilizado adjetivos como: aluminosos, básicos (noritos), ultrabásicos, quartzo-feldspático (charnockítico, opdalítico, enderbítico, mangerítico e jotunítico); calcissilicático, etc.
eclogitos – rochas constituídas predominantemente por clinopiroxênio (onfacita/jadeíta) granada (composta principalmente pelas moléculas de piropo, almandina e grossulária, sem plagioclásio, podendo ter quartzo e rutilo. É originada em ambiente de alta pressão sobre rocha básica, ocorrendo o consumo de plagioclásio para a formação de granada + clinopiroxênio sódico.
Greisen: Rocha formada pela forte ação de fluidos, normalmente rica em filossilicatos, com ou sem minerais típicos como turmalina, topázio, berilo, cassiterita, volframita, etc. Normalmente está ligada a intrusões graníticas, pegmatitos e albititos, porém pode ocorrer associada a zonas de cisalhamento ou falha, pela canalização dos fluídos, que são movimentados pelo “grau geotérmico”. A exemplo do escarnito quando se desenvolve externamente ao granito intrusivo denomina-se de exogreisen e quando no interior do corpo intrusivo de endogreisen.
cromitito – rochas constituídas predominantemente por cromita (≥ 50%);
magnetitito - rochas constituídas predominantemente por magnetita (≥ 50%); etc.
e-) Na definição da rocha a quantidade de minerais presentes sempre deve ser dada em porcentagem por volume.
f-) Em frente ao nome da rocha, para melhorar a descrição, deve-se relacionar os minerais essenciais (com volumes maiores que 5%) em ordem crescente de volume utilizando o hífen como elemento de ligação entre os nomes dos minerais, aonde os com maiores teores vem mais próximo da raiz, nome estrutural ou mineralógico. Por exemplo, se um xisto possui muscovita (50%), biotita (10%), quartzo (25%), turmalina (6%) o nome deve ser: turmalina-biotita-quartzo-muscovita xisto.
g-) A presença de minerais acessórios, com menos de 5% de volume, na dependência da importância pode ser adicionado após o termo raiz, sempre com a fase que ocupa o maior volume mais próxima do nome raiz. Dessa forma, caso a rocha do item anterior possua também estaurolita (2%), cianita (3%) e rutilo (1%), minerais importantes para a descrição do metamorfismo, estes devem ser relacionados em ordem decrescente de quantidade, ligados por hífen, após o termo “com”, ficando a nomenclatura da rocha a seguinte: turmalina-biotita-quartzo-muscovita xisto, com cianita-estaurolita-rutilo.
h-) Pode ser utilizado também adjetivos de cunho composicional, estrutural, textural ou mesmo genético, tais como: gnaisse milonítico, gnaisse bandado, gnaisse trondhjemítico, gnaisse blastomilonítico, migmatito anatético, xisto quartzoso, etc.
i-) Para a classificação podem ser utilizados diagramas, como o proposto por Winkler (1974), onde considera a justaposição de dois triângulos com os minerais essenciais ocupando os vértices, que podem ser: quartzo, carbonato, micas (sericita, muscovita ou biotita) e albita. Dessa forma, podem ser definidos compôs com composições específicas como a classificação das rochas magmáticas.
j-) Rochas metamórficas, em especial as gnáissicas, quando se tem informação de sua origem pode ser aplicado os prefixos “orto”, para as de origem magmática (ortognaisse, ortoanfibolito), enquanto que o para as rochas de origem sedimentar aplica-se o prefixo “para” (paragnaisses, para anfibolitos).
k-) Rochas metamórficas de baixo grau, que possuem resquícios da estrutura e/ou texturas dos protólitos, podem receber denominações das rochas originais acrescidos do termo “meta” (prefixo), na frente do nome raiz. Como exemplo tem-se: metaconglomerado, metarenito, metacalcário, metaritimito, metariolito, metabasalto, metabásica, metaultramáfica, etc.
l-) Devem ser evitados termos com denominações de locais.
m-) Podem ser usadas também termos de classificação química, com base na mineralogia presente, a exemplo de:
rochas aluminosas ou Pelíticas – são rochas derivadas de metamorfismo de rochas aluminosas (sedimentos aluminosos como folhelhos, argilitos, etc.), a qual incluem filitos e xistos aluminosos (portadores de minerais aluminosos como granadas, cianita, sillimanita, andaluzita, pirofilita, etc.).
rochas silicosas – são rochas derivadas de metamorfismo de rochas silicosas puras ou quase puros (arenitos, silte arenosos, cherts, veios de quartzo, etc.), que dão origem a muitos quartzitos puros ou impuros (muscovita quartzitos, etc.).
rochas básicas – são rochas derivadas de metamorfismo de rochas básicas ou intermediárias (basaltos, gabros, tufos básicos, margas impuras, etc.), que dão origem principalmente a anfibolitos, clorita xistos, anfibólio xisto, etc.
rochas magnesianas – são rochas derivadas de metamorfismo de rochas ígneas ultrabásicas ou ultramáficas (dunitos, peridotitos, piroxenitos) ou sedimentares (dolomitos silicosos e calcários magnesianos impuros) que sofreram descarbonatação ou silicificação, etc.), que dão origem principalmente a xistos magnesianos (constituídos por serpentina, talco, clorita magnesiana, tremolita, antofilita, etc.), serpentinitos e esteatitos.
rochas calcissilicatadas ou calco-silicáticas – são rochas derivadas de metamorfismo de rochas sedimentares carbonáticas impuras (margas, etc.), que dão origem a litotipos constituídos por diopsídio, tremolita, plagioclásio, escapolita, granada – grossulária, epidoto, quartzo, carbonatos, idocrásio, etc. Em caso de bandamento aplica-se o termo gnaisse calcissilicático ou calco-silicático, porém a denominação mais adequada seria a aplicação do termo fels precedido dos minerais principais em ordem crescente de volume, de tal forma que o que aparece em maior teor fique mais próximo da raiz da denominação (fels). 
rochas quartzo-feldspáticas – rochas ricas em quartzo-feldspato derivada de arcósios e rochas ígneas ácidas, para esses litotipos pode ser aplicado também o adjetivo granítico (por exemplo gnaisse granítico ou quartzo feldspático). Nesse caso, o termo granítico não significa que a rocha originou-se de um granito e sim que a composição é similar, podendo ser derivada de metamorfismo de sedimento arcosiano.
rochas ferríferas – são rochas derivadas de metamorfismo de rochas sedimentares silicosas ricas em ferro, constituindo, principalmente, os itabiritos.
rochas manganíferas – são rochas derivadas de metamorfismo de rochas sedimentares mangano-carbonáticos, mangano-aluminosos e mangano-silicosos, que dão origem aos chamados gonditos e queluzitos, constituídos por piroxenóides (rodonita, piroxmanguita, bustamita), granada, rodocrosita, tefroíta, quartzo, rodocrosita, mangano calcita, etc.
	Os nomes utilizados, quanto a natureza, podem ser divididos em três grandes grupos: estruturais (ardósia, filito, xisto, gnaisse, milonito, cataclasito e fels); mineralógicos (anfibolito, quartzito, mármore, itabirito, cromitito, glimerito, etc.); e genéticos (hornfels, filonitos, cornobianitos, granulitos, migmatitos, etc.). Em menor quantidade aparecem nomes resultantes de pessoas, por exemplo, charnockito (termo derivado de Charnock, nome existente em lápide de túmulo, na Índia, de onde foi coletada a amostra descrita); de local a exemplo de itabirito (termo derivado do acidente topográfico denominado de Pico de Itabirito, localizadoem Itabira-MG).
	De um modo geral, devem-se preferir denominações estruturais para o nome principal (raiz) e a estrutura geral das rochas pode ser agrupada em cinco grandes conjuntos.
1- Rochas de Estrutura Maciça: Para estes litotipos deve ser utilizado o termo fels ou granofels, para rochas de metamorfismo regional e hornfels para as de metamorfismo de contato, por este termo ser de aceitação geral e ser consagrado. Termos já consagrados, como anfibolito, quartzito, mármore, etc. devem ser mantidos ou preferidos em relação as denominações de quartzo fels, plagioclásio-anfibólio fels, calcita-dolomita fels, etc. Por outro lado, rochas calcissilicáticas, termo utilizado corriqueiramente para denominar rochas com epidoto, diopsídio, quartzo, calcita, tremolita, escapolita, idocrásio, etc., devem ser substituídos por epidoto-diopsídio-idocrásio fels ou granofels.
2- Rochas com estruturas xistosas: Rochas foliadas ou xistosas, com menos de 20% de feldspatos e mais de 30% de filossilicatos devem receber as denominações de ardósia, filito e xisto. Neste caso, em especial para os termos menos orientados pode ser aplicado o prefixo “meta”.
O termo “ardósia” deve ser empregado para litotipos com orientação planar não facilmente distinguível, em função de a granulação ser muito fina, não distinguível a olho nu. É gerada nas condições mais baixa de metamorfismo e se diferencia do folhelho por apresentar clivagem ardosiana, presença de minerais tipicamente metamórficos, ou pela cristalinidade da illita.
“Filito” é empregado para rocha bem foliada, também composta por minerais de granulação muito fina, todavia distinguível a olho nu pelo brilho sedoso das micas, que pode ser observadas como minúsculas palhetas em observação com lupa, presença de minerais tipicamente metamórficos e a clivagem ardosiana (foliação), neste caso é facilmente notada.
O “xisto” difere dos tipos anterior pelo fato dos constituintes mineralógicos serem visíveis a olho nu, fato que marca muito bem a foliação, agora denominada de xistosidade em função das maiores dimensões dos filossilicatos e orientação marcante.
3-) Rochas Gnáissicas: Nesse domínio são agrupadas as rochas com predomínio de minerais granulares, mais de 20% de feldspatos, com estrutura orientada (planar a linear), bandada, laminada, fitada ou homogênea. Para estas rochas frequentemente são utilizados prefixos orto e para e adjetivos para explicar a composição, estrutura e coloração.
4-) Rochas Cataclásticas: Este conjunto agrupa os litotipos submetidos a forte deformação acompanhada ou não de forte recristalização, recuperação e blastese e a denominação deve ser baseada na presença de estruturas de fluxo, granulação do produto, grau de cominuição e neomineralização (geração de minerais diferentes dos presentes inicialmente). Com base em vários pesquisadores, em especial em Spry (1969) e Higgins (1971), o quadro abaixo fornece a nomenclatura mais utilizada para rochas dessa natureza.
	Natureza da matriz
	Proporção da Matriz ou proporção de moagem ou cominuição
	
	0%- 10%
	10% - 50%
	50% - 90%
	> 90%
	Sem orientação e fragmentada
	Brecha
	Protocataclasito
	Cataclasito
	Ultracataclasito
	Com orientação sem recristalização
	Brecha
	Protocataclasito orientado
	Cataclasito orientado
	Ultracataclasito orientado
	Com orientação + recristalização sem ou com pequena neomineralização de filossilicatos
	
	Protomilonito
	Milonito
	Ultramilonito
	Orientada e fortemente neomineralizada em filos-silicatos de granulação muito fina
	
	Protofilonito
	Filonito
	Filonito
	Orientada e fortemente recristalizada e/ou neomineralizada e granulação superior a 100µm
	
	Blastomilonito
	Blastomilonito
	Blastomilonito
	Matriz vítrea
	Pseudotaquilito ou Hyalomilonito
5-) Rochas Migmatíticas: A aplicação da nomenclatura dos migmatitos é a mais problemáticas de todas, pelo fato que estas rochas de natureza híbrida (metamórfica e magmática) pode ser pré-, sín-, tardi- ou pós-deformacional e originada por fusão in situ, por injeção ou por ambos os mecanismos. Nesse contexto o litotipos sin- e pré-deformacionais, que são os tipos mais comuns se confundem com os gnaisses, pelo menos no que se refere a descrição, necessitando em muitos casos de detalhamento textural, microestrutural, além de interpretações genéticas para a sua individualização e classificação. A utilização deve ser esclarecida e recomenda-se a utilização da terminologia descrita por Mehnert (1968), que definiu os tipos: agmatítico, dictionítico, shollen (placa), flebítico, acamado (estromático), suvilítico ou de dilatação, dobrado, ptigmático, oftalmítico, estictolítico, schlierem e nebulítico (Fig. 59). São aplicadas as denominações leucossoma (parte clara), melanossoma (parte escura), neossoma (parte nova magmática), paleossoma (parte antiga gnáissica), mesossoma (mistura de parte nova e antiga) (Figura 59).
	Cabe ressaltar que quando a textura do leucossoma for metamórfica e concordante (migmatitos pré a sin-cinemáticos) recomenda-se o uso da termologia de gnaisse bandado, termo descritivo e não genético.
ANATEXIA E MIGMATITOS
	Anatexia ou fusão parcial de rochas pré-existentes, no final do processo, pode explicar a origem de magmas que constituem batólitos ou plutões. A teoria de anatexia utiliza a combinação de certos aspectos de teoria magmática e granitização; é consistente com grande variação dos dados químicos e; é suportada por estudos experimentais. Envolve magma e um resíduo chamado de restito, normalmente os enclaves são tidos como restitos. Por outro lado, permite a cristalização dos magmas em equilíbrio ou por cristalização fracionada.
	O termo anatexia deriva de anatéxis (do grego) que significa derretimento - fusão, podendo ser aplicado a granitização regional que ocorre em grande profundidade. O termo palingênese deriva do grego palin (novo) e génesis (origem); já migmatito deriva de mígma (também do grego) que significa mistura. Os anatexitos e migmatitos podem ser tomados como produtos especiais de diferenciação metamórfica ou ultrametamorfismo.
	A anatexia é comprovada pela: história do magma, com base em dados de campo e de análises petrográficas; ocorrência comum de lentes granitóides e pods em terrenos metamórficos de grau médio a alto; as composições normativas jazem perto do mínimo termal do sistema granítico, sendo compatível com uma origem anatética; estudos de elementos maiores, traços e terras raras, incluindo isótopos de muitos granitóides sugerem origem sedimentar ou híbrida; estudos experimentais indicam que magmas de composição apropriada podem ser gerados por anatexia de uma grande variedade de rochas em ambientes profundos e; análises teóricas suportam a possibilidade de anatexia.
	A anatexia pode ser no nível de manto ou crosta e a geração do magma depende da composição, pressão litostática, temperatura e pressão de fluidos e é lógico dos tipos de fluidos (H2O, CO2, HF, HCl, SO4, H2S, etc.).
	Inicialmente pensou-se que os migmatitos estivessem ligados a manifestações periféricas dos corpos graníticos intrusivos. Hoje, entretanto, reconhece-se que a migmatização é um processo difundido amplamente na crosta terrestre, estando ligado a emanações de calor vindas de regiões profundas, ou soterramento com conseqüente aumento de temperatura em função do grau geotérmico.
	Dependendo da pressão de H2O, se esta for praticamente igual a pressão litostática, por volta de 630°C a 650ºC, logicamente com o aumento da temperatura, quando atingir a temperatura da quebra da biotita, a temperatura da ordem de 750ºC, a quantidade de magma pode ter ultrapassado 40% do volume. Esse material pode ser subdividido quanto a estrutura em aplítico, granítico e pegmatítico. 
	O magma na dependência de movimento de massa ou não pode segregar, formar camadas e até mesmo migrar para níveis mais altos na crosta, injetando em outras rochas de forma irregular ou controlada pela estratificação destas (lit-par-lit) e transportandoalém de massa o calor. Nesse contexto, não é simples o estudo de balanço de massa, para determinar o protólito ou os protólitos, inclusive pelo fato de que associado a fusão, migração, injeção, cristalização, diferenciação, etc. ocorrem metassomatismo.
	Normalmente, nas bordas dos leitos, pods, camadas ou veios de magma gerado por anatexia ocorre concentração de minerais máficos, geralmente biotita, sendo que no consumo dessa fase mineral pode ocorrer a formação de granada, titanita, rutilo, ilmenita, magnetita, allanita, etc. Desta forma, pode-se deduzir que o material granítico pode ser de fusão local, ou de injeção e o material escuro pode ser restito, material parcialmente assimilado, não modificado, etc., daí surgem os termos: leucossoma, mesossoma, melanossoma ou neossoma e paleossoma.
	As estruturas migmatíticas vão depender do processo de geração, da estruturação pretérita, grau de fusão ou injeção (neossoma ou leucossoma) da dinâmica do processo (sin-, pré- ou pós-cisalhamento/tectônico) e são classificadas em função da estrutura e surgiram na literatura, uma grande quantidade de denominações, sendo as mais utilizadas as definidas por Sederholm e Mehnert. As denominações definidas por Mehnert (1968) foram esquematizadas na figura 59 e seguem relacionadas abaixo:
Agmatito: filetes magmáticos delimitam blocos angulosos com contatos nítidos e a quantidade de magma é pequena em relação ao paleossoma, também denominada de brecha (Fig. 59 A).
Dictionítica ou de Rede: Filetes de neossoma retos a anastomosados que se entrecruzam pela rocha, normalmente, com contatos difusos e com sinais de assimilação (Fig. 59 B).
Schollen ou Placa: Trata-se da evolução do agmatítico, neste a quantidade de magma é maior e o paleossoma forma “placas” blocos angulosos com ou sem sinais de assimilação e injeção isoladas no de magma ((Fig. 59 C)..
Flebítica ou Venosa: Filetes de leucossoma dobrados de espessura irregulares e descontínuos com contados nítidos a difusos e sinais de assimilação. Predomina paleossoma, podendo ser tomado como um tipo especial de dictionítica (Fig. 59 D).
Estromática ou Acamada: Corpos lenticulares bandados de magma dispostos concordantemente com o paleossoma (Fig. 59 E).
Figura 59 – Nomenclatura dos migmatitos com base na estrutura de acordo com Mehnert (1968). A-estrutura agmatítica ou de brecha; B-estrutura dictionítica ou de rede; C-estrutura Schollen ou Placa; D-estrutura flebítica ou venosa; E-estrutura estromática ou acamada; F-estrutura suvilítica ou de dilatação; G-estrutura dobrada; H-estrutura ptigmática; I-estrutura oftalmítica ou ocelar ou augem; J-estrutura estictolítica ou em manchas; K-estrutura schilieren; L-estrutura nebulítica.
Suvilítica ou de Dilatação: Estrutura bandada com rompimentos e estratos mais compridos e entrada de magma nos necks (Fig. 59 F).
Dobrada: Tipo especial de estromática com os leitos desenhando dobras, com boa persistência e amplitude variada (Fig. 59 G).
Ptigmática: Do grego ptyma (material dobrado) e consistem em vênulas, veios e filetes discordantes 
com dobras desarmônicas de pequena amplitude (veios dispostos perpendicularmente ao encurtamento) (Fig. 59 H).
Oftalmítica ou Ocelar: Neossoma sob a forma de olhos dispersos pela rocha (paleossoma ou mesossoma), quase sempre constituído por fenocristais de feldspatos (Fig. 59 I).
Estictolítica ou em Manchas: Tipo de dictionítica bem mais evoluída, com assimilação do paleossoma ou mesossoma e desenvolvimento de magacristais, agregados ou filetes de minerais máficos, formando manchas irregulares no neossoma (Fig. 59 J).
Schlieren: Alta plasticidade não tem mais paleossoma, apenas mesossoma parcialmente “granitizado” com sinais de fluxo de material, difusas lentes mais ou menos alongadas e orientadas, com disposição irregular ou subparalela (Fig. 59 K).
Nebulítica: Caracterizada pelo elevado grau de homogeneização, restando apenas difusos fantasmas das estruturas anteriores (Fig. 59 L). A-estrutura agmatítica ou de brecha; B-estrutura dictionítica ou de rede; C-estrutura Schollen ou Placa; D-estrutura flebítica ou venosa; E-estrutura estromática ou acamada; F-estrutura suvilítica ou de dilatação; G-estrutura dobrada; H-estrutura ptigmática; I-estrutura oftalmítica ou ocelar ou augem; J-estrutura estictolítica ou em manchas; K-estrutura schilieren; L-estrutura nebulítica.
Outras denominações que frequentemente aparecem na bibliografia geológica são:
Diadisitos: Neossoma aparece em reticulado de veios, com corpos de lenticulares e isolados de granito de estrutura orientada.
Embrechitos: Feições do paleossoma não conservadas, embora obliteradas parcialmente por recristalização e crescimento dos minerais, gerando aspecto de ganisses bandados, flebíticos e/ou facoidais de estrutura dominantemente gnáissica.
Metatexito: paleossoma predomina sobre leucossoma
Diatexito: neossoma predomina sobre leucossoma ou mesossoma.
USOS DAS ROCHAS
	As rochas vêm sendo utilizadas pelo homem deste a pré-história (pedra laçada) e, com o decorrer do tempo e evolução cultural, teve sua aplicação crescente até o presente. Como principais utilizações podem destacar:
- Construção Civil construção (britas).
- Revestimentos, rochas trabalhadas em bruto (ornamentais).
- Fabricação de produtos cerâmicos comuns e refratários.
- Obtenção de metais, minerais e outros produtos, a exemplo da obtenção do Al e Fe.
- Produção de cimento.
- Produção de fertilizantes.
- Produção de lã de rocha.
- Produção de esculturas.
- Produção de pigmentos.
- Produção de gesso.
- Calagem de solos ácidos.
- Ração animal.
- Cargas em geral.
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