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 foliação