ESTRUTURAS PLANARES (FOLIAÇÕES)

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5. ESTRUTURAS PLANARES (FOLIAÇÕES) 
5.1. INTRODUÇÃO 
 Nas rochas deformadas observam-se, frequentemente, estruturas planares. Elas 
reconhecem-se pela variação mais ou menos regular de certas características da rocha, 
nomeadamente, a sua composição mineralógica, a orientação preferencial dos seus minerais ou 
da sua fracturação. Assim (v. Fig.5.1), podemos ter uma foliação definida por: 
 
 i. Variações regulares na composição e/ou dimensão dos minerais; 
 ii. Orientação preferencial (planar) das junções granulares 
 iii. Orientação preferencial de minerais lamelares (micas, nomeadamente); 
 iv. Fracturação segundo superfícies subparalelas. 
 
 
 
 Fig.5.1- Diversas formas de definição de foliação. 
 a) Por variação composicional e/ou do diâmetro granular 
 b) Por orientação preferencial de minerais lamelares 
 c) Por orientação preferencial, planar, das junções granulares 
 d) Por orientação preferencial, planar, da fracturação 
 
 
 164
 Frequentemente, uma foliação corresponde a uma descontinuidade mecânica das rochas, 
pelo que sobressaem, muitas vezes, como superfícies delimitantes, quer em afloramentos, quer 
em amostras de mão (Figs.5.2 e 5.3). Outras vezes, evidenciam-se pelas intersecções que 
determinam noutras superfícies de observação. 
 
 
 
 Fig.5.2- Exemplo em que a foliação constitui um plano mais susceptível à erosão fluvial, como a secção 
 elíptica da “marmita de gigante” (em vez da forma circular habitual) evidencia 
 
 
 
 
 Fig.5.3- Foliação (xistosidade) posta em evidência pela erosão 
 
 
 165
As estruturas planares podem ocorrer segundo dois tipos distintos de desenvolvimento: 
 i. Repetindo-se segundo superfícies discretas, claramente separadas umas das outras, a 
uma dada escala de observação (habitualmente, ou à vista desarmada ou ao microscópio); neste 
caso, a foliação dir-se-á não-penetrativa; 
 ii. Repetindo-se de uma forma muito cerrada através de toda a rocha, de tal modo que, se 
corresponderem a planos de fraqueza, será possível obter placas, praticamente, tão finas quanto 
se deseje; dir-se-á que a estrutura é penetrativa. 
 
 Um exemplo típico de estrutura planar penetrativa é a clivagem que se observa numa 
ardósia. Já as diaclases (ou juntas) observadas, por exemplo, num maciço granítico são estruturas 
planares não-penetrativas que, frequentemente, compartimentam o maciço segundo blocos 
paralelepipédicos de dimensões mais ou menos regulares. 
 
 Sander adopta a designação genérica de superfície-s para designar qualquer estrutura 
planar. Se, num dado local, ocorrerem duas ou mais estruturas planares (distinguíveis pelo seu 
tipo ou orientação), adoptar-se-ão as designações de s1 , s2 , s3 , etc., segundo a sequência da sua 
génese, isto é, s1, é anterior a s2 , etc. Habitualmente, os autores designam por so uma estrutura 
planar pré-metamórfica, frequentemente descrita como “original”, e que, na maioria dos casos, 
corresponde à estratificação. Então, s1 , s2 ... descreverão diferentes estruturas planares, 
resultantes de sucessivos episódios subsequentes de deformação/metamorfismo. 
 
 Alguns autores, nomeadamente os americanos, reservam o termo foliação para designar 
uma estrutura planar resultante de deformação e/ou metamorfismo, ou seja, uma estrutura 
secundária. Outros autores não fazem qualquer distinção entre os termos “foliação” e “estrutura 
planar” ou “superfície-s”, atribuindo-os quer a estruturas primárias quer a estruturas secundárias. 
 
 
 
 166
 
5.2. TIPOS DE FOLIAÇÃO 
 Diversos tipos de foliação têm sido descritos e recebido designações específicas. A 
foliação que, porventura, tem sido objecto de estudos mais aturados é a chamada clivagem 
ardosífera (slaty cleavage), cuja descrição petrográfica remonta a 1815 (com R. Bakewell). 
 No estudo das foliações, têm surgido termos descritivos que, apesar de nem sempre se 
referirem a estruturas perfeitamente definidas, estão tão fortemente implantadas na linguagem 
geológica que se torna imperioso fazer-lhes referência. Sem esquecer que poderão ocorrer 
sobreposições na definição dos diversos termos, far-se-á, seguidamente a descrição dos seguintes 
tipos de foliação: bandagem de diferenciação, clivagem de fractura, clivagem de crenulação, 
clivagem ardosífera e xistosidade. O diaclasamento, um outro tipo particular de foliação, será 
abordado em capítulo especial. 
 
5.2.1. Bandagem de diferenciação 
 Em muitos tectonitos, observa-se uma foliação definida por uma bandagem resultante da 
alternância de agregados essencialmente monominerálicos, contrastantes, como, por exemplo, 
uma alternância de leitos de quartzo com leitos de micas ou de feldspatos. Tal bandagem decorre, 
frequentemente, de um processo de diferenciação metamórfica, ocorrido numa rocha originalmente 
homogénea. Neste caso, a foliação designar-se-á por bandagem de diferenciação (metamórfica). 
 Uma bandagem de diferenciação metamórfica apresenta, tipicamente, as seguintes 
características: 
 
 i. Intersecções com outra estrutura planar (estratificação ou uma outra foliação 
 secundária); 
 ii. Uma mineralogia típica de fácies metamórfica; 
 iii. Bandas lenticulares, por vezes muito achatadas. 
 
 A bandagem de diferenciação ocorre em rochas de todos os graus de metamorfismo, 
sendo, por vezes, controlada ou acentuada por outra foliação. Nos graus mais altos do 
metamorfismo, designa-se por foliação gnáissica (Fig.5.4).1 
 
1 Uma foliação gnáissica pode, também, reflectir aspectos de uma foliação primária (de origem sedimentar) 
 167
 
 Fig.5.4- Foliação gnáissica dobrada (Monar, Escócia) 
 
 
 Frequentemente, em rochas de baixo grau de metamorfismo, observam-se bandagens de 
diferenciação orientadas paralelamente à estratificação, relacionadas com fenómenos de 
dissolução por pressão. Esses mesmos fenómenos, em rochas com uma intensa deformação 
heterogénea (por exemplo, dobradas), dão lugar a variações composicionais, em que os minerais 
facilmente mobilizáveis (quartzo, nomeadamente) se deslocam para as regiões menos 
deformadas, segregando-se dos restantes (Fig.5.5). Na rocha, que, originalmente, tinha uma cor 
uniforme, destacar-se-ão bandas ou zonas de cor clara (quartzosas, calcíticas) e bandas ou áreas 
escuras. Em rochas dobradas, a bandagem orienta-se paralelamente às superfícies axiais das 
dobras. 
 
 
 Fig.5.5- Bandagem de diferenciação (s2) formada pela segregação de quartzo resultante dobramento 
 de uma foliação gnáissica preexistente (Monar, Escócia) 
s2 
 168
 Zonas planares muito estreitas, escuras, resultantes remoção do quartzo ou da calcite por 
intensa dissolução por pressão, designam-se por bandas-p (pressure seams). Elas marcam as 
trajectórias de σ3. Em rochas foliadas com quartzo e micas, a remoção do quartzo nas bandas-p é 
acompanhada por uma reorientação mecânica das micas, no interior das banda (Fig.5.6). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Fig.5.6- Reorientação de um mineral lamelar, numa banda-P 
 
 
 Devido a este efeito, elas poderão confundir-se com um outro tipo de foliação - a clivagem 
de crenulação - adiante considerada. 
 
 
 
5.2.2. Clivagem de fractura 
 A clivagem de fractura (fracture cleavage) é uma foliação não-penetrativa que, na sua 
descrição clássica, consiste em planos de rotura subparalelos, muito próximos, que dividem a 
rocha numa série de corpos tabulares (microíitones) não deformados (Fig.5.7 e Fig.5.8-d). Outras 
formas menos regulares de clivagem de fractura têm sidodescritas, em que as descontinuidades 
são mais ou menos curvas, mais ou menos anastomosadas, por vezes, mesmo com uma 
orientação aleatória (Fig.5.7-a,b). Esta irregularidade é característica das rochas menos 
competentes. 
ROCHA ORIGINAL 
Banda-P 
Rocha não deformada 
Alinhamento das micas na banda-P 
 169
 
 Fig.5.7- Clivagem de fractura (Cardigan, País de Gales) 
 
 Por vezes, a uma clivagem de fractura dominante associam-se fracturas menores, 
transversais, limitadas a cada microlíton (Fig.5.8-c). Nalguns casos, as duas clivagens apresentam 
um desenvolvimento semelhante, pelo que os microlítones adquirem a forma de longos prismas 
(pencil cleavage)2. Estes “lápis” tendem a orientar-se paralelamente aos eixos das dobras 
regionais. 
 
 
 Fig.5.8- Diferentes formas de clivagem de fractura 
 
 
 Em rochas maciças frágeis, os planos de fractura ocorrem suficientemente separados para 
que se prefira designar a fracturação por diaclasamento apertado (close jointing). Não há limites 
estabelecidos para distinguir uma clivagem de fractura de um diaclasamento, mas N.J. Price 
(1972) sugere que se deve falar em clivagem de fractura, quando o espaçamento dos planos de 
rotura for inferior a 1/20 da espessura dos estratos (microlítones) e não superior a 5cm. Caso 
contrário, tratar-se-á de diaclasamento. 
 
2 Alguns autores, por razões que adiante veremos, preferem usar a designação de pencil structure 
a. b. c. d. 
 170
 A clivagem de fractura é típica das rochas de grau de metamorfismo baixo a médio. 
 
 Se bem que inicialmente interpretada como resultante de esforços de corte (G. Wilson, 
1961), estudos efectuados por N.J. Price (1953, 1967) e por N.J. Price e P.L. Hancock (1972) 
indicam que é extremamente rara a ocorrência de movimento ao longo das fracturas e que o 
ângulo que elas definem com a estratificação é, geralmente, próximo de 90º. Verificaram, ainda, 
que a intersecção da clivagem de fractura com a estratificação é paralela aos eixos das dobras 
regionais. Considerando essas observações, concluíram que a clivagem de fractura se dará por 
tracção. O mecanismo de fracturação envolvido, que exige uma elevada pressão intersticial (de tal 
modo que a menor tensão efectiva se torne suficientemente tractiva3), é conhecido pela 
designação de fracturação hidráulica. 
 O ângulo que os planos da clivagem de fractura definem com a estratificação tende a 
variar com a litologia. Nos estratos mais competentes, ele aproxima-se de 90º, enquanto que nos 
menos competentes ele se torna marcadamente oblíquo. Assim, ao passar-se de um estrato para 
outro, havendo contraste de ductilidade, os planos da clivagem são deflectidos: é o fenómeno da 
refracção da clivagem (Fig.5.9). Num estrato granoclassificado, a refracção da clivagem pode 
consistir numa variação gradual da sua orientação, em consequência de uma variação contínua do 
tamanho dos grãos da rocha e, concomitantemente, uma variação gradual da sua ductilidade. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Fig.5.9- Refracção da clivagem de fractura 
 
 
5.2.3. Clivagem de crenulação 
 A clivagem de crenulação (crenulation cleavage, strain-slip cleavage, herringbone 
cleavage ou transposition cleavage,) é uma foliação que pressupõe uma superfície-s anterior, 
geralmente, definida por uma orientação preferencial de filossilicatos. Esta foliação inicial 
(digamos, s1 ) é dobrada segundo dobras de pequeno comprimento de onda e pequena amplitude 
+ COMPETENTE 
− COMPETENTE 
− COMPETENTE 
 171
(ou seja, é “crenulada”), originando-se uma nova foliação (a clivagem de crenulação, s2 ) definida 
pelos flancos estirados das crenulações ou pelas microfracturas que se desenvolvem ao longo 
desses flancos. Trata-se, portanto, de uma foliação não-penetrativa, de que a Fig.5.10 ilustra 
vários aspectos. 
 Um aspecto distintivo desta foliação não-penetrativa reside na presença de deformação 
nas áreas delimitadas pelos sucessivos planos de foliação, ou seja, nos chamados microlítones. 
Além disso, ao longo dos planos de foliação ocorrem, frequentemente, intensos fenómenos de 
dissolução por pressão, que contribuem para a intensificação da clivagem de crenulação. 
Também, fenómenos de recristalização e formação de novos minerais poderão ter lugar, aí. 
 A clivagem de crenulação é comum em rochas ricas de filossilicatos e, mais 
marcadamente, nas rochas com um grau de metamorfismo médio a elevado. 
 
 
 
 
 Fig. 5.10- Representação esquemática de várias formas de clivagem de crenulação (G. Wilson, 1961) 
 
 
 As microdobras que formam a crenulação podem ser simétricas (típicas das zonas de 
charneira das dobras maiores) ou assimétricas (nos flancos daquelas dobras). Exemplos das 
primeiras estão ilustrados nas Figs. 5.10-b,c e 5.10-a, enquanto que exemplos de microdobras 
assimétricas se podem ver nas Figs. 5.10-a,d,e e 5.11-b. 
 
3 Digamos, σ3-p > T, sendo p a pressão intersticial e T a resistência da rocha à tracção 
 172
 Quando as microdobras são assimétricas, é possível determinar um sentido de movimento 
e, daí, inferir a situação estrutural da amostra, ou seja, em que flanco da dobra maior ela se 
localiza: o ângulo agudo que os flancos longos das microdobras (s1 ) definem com a clivagem de 
crenulação (s2 ) aponta no sentido do movimento 4 e dá-nos a “vergência” da dobra. 
 
 
 
 
 
 
Fig. 5.11- a) Clivagem de crenulação observada na zona de charneira de uma dobra maior: as dobras nos microlitons são 
 simétricas 
 .b) Clivagem de crenulação observada num flanco de uma dobra maior: as microdobras são assimétricas 
 (Hobbs et al., 1976) 
 
4 O critério é idêntico, como veremos, ao usado para determinar o sentido de uma zona de cisalhamento dúctil. 
a 
b 
 173
 
 Observa-se, por vezes, a associação de duas clivagens de crenulação de sentidos 
contrários, simétricas relativamente ao plano axial das dobras e, portanto, bissectadas por uma 
outra foliação bem marcada, que se orienta paralelamente aos planos axiais daquelas dobras. As 
duas clivagens de crenulação são tidas como contemporâneas (resultantes do mesmo episódio 
deformacional), constituindo clivagens de crenulação conjugadas. A direcção da máxima tensão 
compressiva principal (σ1) bissecta, geralmente, o ângulo obtuso definido pelas duas clivagens 
conjugadas, estruturas que serão análogas às formadas por instabilização de uma foliação 
comprimida por uma tensão que lhe é normal (v. Fig.4.57-h). A foliação comprimida seria, neste 
caso, a clivagem paralela aos planos axiais das dobras, acima referida (Fig.5.12). 
 
 
 
 Fig.5.12- Orientação habitual da clivagem de crenulação conjugada, relativamente à dobra maior (cujo traço axial 
é 
 marcado por traços de uma clivagem ardosífera). 
 
 
5.2.4. Clivagem ardosífera e xistosidade 
5.2.4.1. Caracterização geral 
 Clivagem ardosífera (slaty cleavage) e xistosidade são dois tipos semelhantes de foliação 
penetrativa. 
 Definiremos clivagem ardosífera como uma estrutura planar penetrativa, caracterizada por 
uma fraca recristalização, sob controlo tectónico, de minerais filitosos. É típica de rochas finas, cujo 
grau de metamorfismo é baixo (não ultrapassando o da fácies de xistos verdes). 
Definiremos xistosidade como uma estrutura planar penetrativa, definida pela orientação 
preferencial de minerais tabulares (filossilicatos e anfíbolas,designadamente) recristalizados. É 
típica das rochas de elevado grau de metamorfismo. 
 174
 
 Fig.5.13- Clivagem ardosífera (detaque para o plano da clivagem com três manchas de redução). (N. País de Gales) 
 
Por essa razão, nos planos de xistosidade, os minerais recristalizados são claramente 
discerníveis a olho nu, ao contrário do que acontece nos planos de clivagem ardosífera. Os planos 
de xistosidade têm, geralmente, um brilho acetinado, enquanto que os de clivagem ardosífera são 
baços, apenas pontuados por algumas escamas brilhantes. 
 Também, as rochas xistosas, habitualmente, deixam-se dividir menos regularmente que as 
rochas com clivagem ardosífera, pois as superfícies de xistosidade são, frequentemente onduladas 
e têm uma maior rugosidade que os planos da clivagem ardosífera. 
 A génese destes dois tipos de foliação está ligada à reorientação, segundo uma direcção 
preferencial, de minerais preexistentes ou formados por recristalização. A rocha adquire uma nova 
estrutura ou fábrica (fabric), em que as orientações (e as composições químico-mineralógicas) se 
aproximam do equilíbrio com as condições prevalecentes no metamorfismo. Sendo a génese 
dessa fábrica controlada pelas forças tectónicas, a foliação resultante orienta-se de uma forma 
relacionável com o elipsóide de deformação e com as outras estruturas tectónicas. 
 Verifica-se que a clivagem ardosífera e a xistosidade ocorrem, predominantemente, nas 
regiões mais intensamente dobradas, tendo uma orientação geral próxima dos planos axiais das 
dobras (clivagem de plano axial). Isso demonstra que tais foliações estão intimamente 
relacionadas com a deformação das rochas e dependem da intensidade dessa deformação e, 
concomitantemente, com o grau do metamorfismo. 
 Vários factores condicionam as modificações estruturais sofridas pelas rochas e as 
características das foliações geradas: por um lado, a litologia original; por outro, as condições de 
temperatura e de pressão a que as rochas foram submetidas. 
 175
 E. Cloos (1947), depois de estudar a deformação de oólitos ao longo de uma antiforma, 
publicou um dos trabalhos fundamentais, comprovador da correlação entre o estado de 
deformação dos tectonitos e a génese de clivagem ardosífera (ou de xistosidade). Uma vez que se 
admite que os oólitos originais eram esféricos, a sua forma actual representa a dos elipsóides de 
deformação finita e Cloos pôde, então, concluir que a clivagem ardosífera coincidia com o plano 
XY do elipsóide de deformação finita, ou seja, a clivagem ardosífera (ou a xistosidade) é normal 
à direcção de máxima contracção finita (i.e., é normal a Z). A Fig.5.13 é ilustrativa desta 
situação. Aqui, as marcas de deformação são manchas de redução que, no vulcanito original eram, 
muito provavelmente, esféricas. A deformação inerente à formação da clivagem ardosífera 
conferiu-lhes uma forma esférica. Naquela figura, podem observar-se secções elípticas dessas 
esferas no plano da clivagem (todas com mesma forma e orientação) e num plano normal à 
clivagem (Fig.5.14). As formas observadas estão de acordo com a conclusão de Cloos: A direcção 
do estiramento (X) existe no plano da foliação e a direcção da máxima contracção (Z) é normal 
àquela foliação. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig.5.14- Forma das elipses de deformação finita observadas no plano de clivagem ardosífera e num plano normal à 
foliação para a ardósia representada na Fig.5.11. A foliação é o plano XY do elipsóide de deformação finita 
 
 
 
 
 
 À mesma conclusão têm chegado outros autores, quer analisando outras estruturas 
naturais (nomeadamente, zonas de cisalhamento dúctil), quer recorrendo a modelos laboratoriais. 
X 
X 
Z 
Z 
Y moeda 
Y 
 176
 Conclui-se, assim, que os seus traços no plano do perfil da dobra materializam trajectórias 
de deformação, pelo que superfícies de clivagem curvas indicam uma variação na orientação do 
plano XY do elipsóide de deformação finita (Fig.5.15). Observações análogas (v. Fig. 6.25) podem, 
também, fazer-se noutras estruturas, como, por exemplo, em zonas de cisalhamento dúctil.5 
 
 
 
 
 
 
 Fig.5.15- a) Leque de clivagens, com um ponto neutro finito, onde não ocorre foliação 
 b) Trajectórias de deformação finita definidas na matriz que inclui um estrato competente, dobrado. 
Observe- 
 -se a correlação com a clivagem observada em a). f.n.p., ponto neutro finito. (In. Ramsay, 1966) 
 
 
 Através de rochas com diferentes litologias, as foliações observadas poderão variar, 
continuamente, desde uma clivagem de fractura a uma clivagem ardosífera, ou a uma xistosidade. 
A ocorrência de uma clivagem ardosífera (ou de uma xistosidade) é tanto mais provável quanto 
mais dúctil for a rocha, ao passo que a clivagem de fractura predominará nas rochas de 
comportamento frágil. Assim, nas rochas de grão fino (por exemplo, nas pelíticas), que não só se 
deformam (fluem) como recristalizam mais facilmente, tende a formar-se clivagem ardosífera ou 
xistosidade, consoante a intensidade do metamorfismo sofrido. Numa sequência de estratos, é 
frequente observar-se uma alternância de clivagem de fractura (afectando os estratos mais 
competentes) e clivagem ardosífera (instalada nos horizontes mais dúcteis). Essa passagem é 
acompanhada de uma mudança de direcção das foliações, ou seja, de uma refracção da clivagem 
(Fig.5.16). 
 
 
5 Estas estruturas serão estudadas no cap.6. 
a. 
 177
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Como se disse, a pressão e a temperatura são factores muito importantes para a génese 
da clivagem ardosífera e da xistosidade.6 Como a profundidade, na crusta, é um elemento 
fortemente determinante das condições de pressão e temperatura, não surpreende a correlação 
encontrada por P. Fourmarier (1951) entre profundidade e ocorrência de foliação. 
 Analisando várias regiões, P. Fourmarier definiu diferentes zonas, consoante a 
profundidade crustal: acima de ca. 6 ou 7 km (frente superior de clivagem), ausência de clivagem, 
a que se seguirá uma zona de clivagem de fractura e, mais abaixo, clivagem ardosífera (ou 
xistosidade). Note-se que estes níveis estruturais não podem ser claramente definidos, não só 
porque estão dependentes de gradientes térmicos locais, mas também porque a formação de 
foliações depende da natureza litológica das rochas e do seu estado de deformação. 
 
5.2.4.2. Relações de orientação da xistosidade nas dobras 
 A clivagem ardosífera e a xistosidade têm, do ponto de vista estritamente estrutural, o 
mesmo significado. Qualquer delas, embora sofrendo refracções à medida que atravessam 
diferentes litologias, mantêm, numa estrutura dobrada, uma atitude que, no seu todo, é aproximada 
e estatisticamente paralela aos planos axiais das dobras. No entanto, à parte situações de extrema 
deformação (e elevado grau de metamorfismo), estas foliações não são exactamente paralelas aos 
planos axiais, mas definem leques de direcções. Esses leques de clivagem podem ser 
convergentes ou divergentes (Fig.5.17); em qualquer caso, porém, os traços da clivagem com a 
estratificação são paralelos aos eixos das dobras. 
 
Fig.5.16- Refracção da clivagem (interpretada como um efeito da compatibilização da deformação na 
superfície de contacto dos estratos dobrados) 
I N C O M P E T E N T E
C O M P E T E N T E
 178
 
 
 
 
 
 
 
Fig.5.17- Refracção da clivagem observada no perfil de dobras em estratos alternadamente competentes e incompetentes, 
 os quais foram dobrados, respectivamente, por deformação longitudinaltangencial e por fluxo flexural. 
 
 
 
 O aspecto ilustrado na Fig.5.17 pode ser interpretado, conjugando o que se disse sobre a 
orientação da clivagem (relativamente ao elipsóide de deformação finita) com os tipos de dobras 
que serão de esperar em “estratos” alternadamente competentes e incompetentes (v. p.143). 
 
 Em áreas, onde a clivagem ardosífera e as dobras correspondem a um mesmo episódio 
tectónico (i.e., ela tem a feição geral de uma clivagem de plano axial, relativamente a essas 
dobras), a relação entre as atitudes dos planos de foliação e de estratificação permite inferir a 
atitude geral das dobras (designadamente, a sucessão de antiformas e de sinformas) e, por vezes, 
elucidar a sucessão estratigráfica. 
 A regra a aplicar, ilustrada na Fig.5.18, é a seguinte : onde a xistosidade e os estratos 
inclinam mesma direcção, se a inclinação da xistosidade é maior que a dos planos de 
estratificação, a sucessão está na ordem correcta; se a xistosidade inclinar menos que a 
estratificação, os estratos estão, provavelmente, invertidos (G. Wilson, 1951). 
 Note-se que esta regra não deve ser usada para determinar a verdadeira polaridade 
estratigráfica de uma série sedimentar: ela apenas diz se os estratos estão numa sequência 
“normal” ou “invertida”, relativamente à atitude da dobra em questão. Efectivamente, se, por 
exemplo, os estratos, antes de dobrados, estivessem invertidos, os flancos normais da dobra 
 
6 Possivelmente, a temperatura é mesmo o factor mais importante, pois é ela que promove os mecanismos de difusão 
inerentes ao fluxo (dúctil) das rochas, incluindo os genericamente designados por dissolução por pressão. 
C O M P E T E N T E 
C O M P E T E N T E 
I N C O M P E T E N T E 
 179
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Fig.5.18- a) Relação entre xistosidade (ou clivagem ardosífera) e estratificação numa dobra com um flanco normal 
 e outro invertido. 
 b) Aplicação da regra nos flancos da dobra permite reconhecer que o flanco A está invertido e que B é 
 normal: consequentemente, a dobra é uma antiforma. So, estratificação; S1, clivagem 
 
 
 
estariam, na verdade, estratigraficamente invertidos, enquanto que flancos invertidos teriam sido 
repostos numa sequência estratigráfica normal. 
 
 
 R. M. Shackleton (1959) chamou a atenção para um critério de determinação da atitude 
(vergência) das dobras, recorrendo a estruturas sedimentares, como a granoclassificação. Se a 
sequência estratigráfica (inferida dessas estruturas sedimentares) concordar com a “polaridade” da 
sequência determinada pela regra de G. Wilson, dir-se-á que a vergência é para cima (upward 
facing); caso contrário, dir-se-á ser para baixo (downward facing).7 
 Este critério, ilustrado na Fig.5.19, conjugando dados estratigráficos e estruturais, constitui 
um elemento fundamental da interpretação tectónica regional. 
 
7 O termo vergência, aqui, traduz os termos originais ingleses de facing e younging. Estes dois termos sinónimos foram 
introduzidos, em 1934, por Baily para descrever a polaridade de uma sequência estratigráfica. Foi principalmente 
Shackleton quem estendeu este conceito para descrever dobras. Uma dobra diz-se que, usando o termo inglês, faces na 
direcção que, perpendicularmente ao seu eixo e ao longo da superfície axial, aponta para os estratos mais recentes. Em 
francês, facing traduz-se por sens de déversement. 
P L A N O A X I A L
So 
S1 
So 
S1 
F L A N C O N O R M A L
F L A N C O 
I N V E R S O 
A B 
a. b.
 180
 
 
 
 Fig.5.19- Definição da vergência (facing) de dobras, segundo Shackleton, 1959. 
 
 
 
5.2.5. Idade relativa de duas foliações 
 É relativamente frequente, num tectonito, reconhecerem-se duas foliações distintas, 
colocando-se o problema de identificar a ordem por que se formaram, pois elas assinalarão duas 
fases (ou episódios) de deformação distintas. A Fig.5.20 ilustra algumas situações, em que 
ocorrem duas foliações, cujas relações espaciais mútuas permitem distinguir s1 (a mais antiga), de 
s2 (a mais recente). Como se vê, a situação mais frequente é s2 ser uma foliação resultante da 
deformação (designadamente, por dobramento) de s1. 
 A situação esquematizada na Fig.5.20-d é do tipo da ilustrada na Fig.5-5, enquanto que a 
uma situação muito comum em milonitos está ilustrada na Fig.5.21. 
 
 
 181
 
 
 
 
 
 Fig.5.20- Vários exemplos de uma foliação s2 , sobreposta a uma foliação mais antiga, s1 (In. Turner & Weiss, 
 1963) 
 182
 
 
Fig.5.21- Foliações, s (penetrativa) e c (não-penetrativa), num milonito 
 
c 
c 
s 
S2 
S1