Microestruturas Metamorficas

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MICROESTRUTURAS DE ROCHAS METAMÓRFICAS 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
PROFª. DRª. HANNA JORDT EVANGELISTA 
 
OURO PRETO, MINAS GERAIS 
1999 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 2 
ÍNDICE 
 
 
1. INTRODUÇÃO ....................................................................................................................... 01 
2. MICROESTRUTURAS RELÍCTICAS ..................................................................................... 02 
3. MICROESTRUTURA BANDADA ........................................................................................... 02 
4. MICROESTRUTURAS RELATIVAS AO TAMANHO DOS GRÃOS ....................................... 02 
4.1 Quanto ao tamanho absoluto (grossa, média, fina) ......................................................... 02 
4.2 Quanto ao tamanho relativo (equigranular, inequigranular) ............................................. 02 
5. MICROESTRUTURAS REFERENTES À PERFEIÇÃO DE FORMA DOS CRISTAIS ............ 03 
Série Cristaloblástica ............................................................................................................. 05 
6. MICROESTRUTURAS REFERENTES À GEOMETRIA DOS GRÃOS ANÉDRICOS ............ 04 
Poligonal ............................................................................................................................... 04 
Interlobado ............................................................................................................................ 04 
Amebóide .............................................................................................................................. 04 
Suturado/serrilhado ............................................................................................................... 05 
Alongado/discóide (ribbon) .................................................................................................... 06 
7. MICROESTRUTURAS REFERENTES À GEOMETRIA DOS AGREGADOS DE 
GRÃOS ................................................................................................................................. 06 
Granoblástica ........................................................................................................................ 06 
Lepidoblástica ....................................................................................................................... 06 
Foliações .......................................................................................................................... 06 
Granolepidoblástica ............................................................................................................... 07 
Nematoblástica...................................................................................................................... 07 
Granonematoblástica ............................................................................................................ 07 
Decussada ............................................................................................................................ 07 
Porfiroblástica........................................................................................................................ 07 
Poiquiloblástica ................................................................................................................. 09 
Peneira ............................................................................................................................. 09 
Maculosa/mosqueada ....................................................................................................... 09 
Porfiroclástica ........................................................................................................................ 09 
Augen .................................................................................................................................... 10 
Milonítica ............................................................................................................................... 10 
Núcleo-manto ................................................................................................................... 10 
Cataclástica ........................................................................................................................... 10 
8. MICROESTRUTURAS INDICATIVAS DA RELAÇÃO TEMPORAL ENTRE BLASTESE 
E DEFORMAÇÃO ................................................................................................................. 11 
8.1 Evidências de cristalização pré-tectônica ........................................................................ 12 
8.2 Evidências de cristalização sintectônica .......................................................................... 13 
Microestrutura bola-de-neve ............................................................................................. 13 
Microestrutura rotacional................................................................................................... 13 
8.3 Evidências de cristalização pós-tectônica ........................................................................ 14 
Microestrutura helicítica .................................................................................................... 15
8.4 Evidências para mais de um evento de deformação e/ou recristalização ........................ 15 
Metamorfismo regressivo .................................................................................................. 16 
9. MICROESTRUTURAS RESULTANTES DA DEFORMAÇÃO ................................................ 17 
9.1 Processos cataclásticos .................................................................................................. 17 
Pseudotaquilito ................................................................................................................. 17 
9.2 Processos de plasticidade intracristalina ......................................................................... 18 
Vazios e discordâncias ..................................................................................................... 18 
Propagação de discordâncias ........................................................................................... 18 
Extinção ondulante ........................................................................................................... 19 
Subgrãos .......................................................................................................................... 19 
Paredes de discordâncias ............................................................................................ 20 
Bandas de deformação ................................................................................................ 20 
Lamelas de deformação ............................................................................................... 20 
Novos grãos...................................................................................................................... 21 
9.3 Processos de recristalização dinâmica ............................................................................ 21 
Rotação de subgrãos ........................................................................................................ 21 
Migração de borda de grão ............................................................................................... 21 
Deslizamento de borda de grão ........................................................................................ 22 
9.4 Processos de recristalização estática .............................................................................. 22 
Crescimento secundário ................................................................................................... 23 
9.5 Processos de transferência de massa pordifusão........................................................... 23 
Difusão no estado sólido ................................................................................................... 23 
Coble creep e Nabarro-Herring creep ............................................................................... 23 
Dissolução por pressão .................................................................................................... 24 
10. INDICADORES CINEMÁTICOS........................................................................................... 24 
10.1 Estruturas S-C ............................................................................................................... 24 
10.2 Assimetria em caudas de recristalização dinâmica de porfiroclastos ............................. 25 
10.3 Micas pisciformes (mica fish) ......................................................................................... 26 
10.4 Assimetria em zonas de sombras de pressão ............................................................... 27 
Franjas de pressão ........................................................................................................... 27 
10.5 Deslocamento e rotação de cristais segmentados ......................................................... 28 
10.6 Vergência de microdobras assimétricas ........................................................................ 29 
10.7 Rotação de porfiroblastos .............................................................................................. 29 
10.8 Trama de eixos-c de quartzo ......................................................................................... 30 
11. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ..................................................................................... 30 
 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 1 
MICROESTRUTURAS DE ROCHAS METAMÓRFICAS 
 
 
1. INTRODUÇÃO 
 Os termos textura e microestrutura são utilizados para descrever diferentes aspectos das 
rochas. Textura é o termo descritivo para os aspectos geométricos dos cristais que compõem uma 
rocha, tais como o seu tamanho (absoluto e relativo), a sua forma (p. ex.: acicular, poligonal) e o 
arranjo entre eles (p. ex.: decussado, lepidoblástico). Microestrutura é o termo descritivo para as 
relações mútuas, em escala microscópica, entre grupos ou agregados de cristais da rocha (dobras, 
bandamento composicional, foliações, orientação preferencial de eixos cristalográficos de grãos 
minerais etc.). Com freqüência, estes termos são usados na literatura de modo indiscriminado. Para 
Vernon (1976), por exemplo, microstructure e texture têm o mesmo significado, caracterizando a 
forma e o arranjo de grãos das rochas. Já outros autores (Best 1982, Twiss & Moores 1992, 
Passchier & Trouw, 1996) empregam o termo trama ou microtrama (fabric, microfabric) para 
descrever o conjunto de textura + estrutura (ou microestrutura) de uma rocha. Atualmente a 
tendência é chamar de microestrutura qualquer configuração espacial ou geométrica dos 
componentes constituintes de uma rocha em escala microscópica. 
 As microestruturas dos metamorfitos podem resultar de uma blastese (o sufixo “blasto” ou 
“blástico” se refere à cristalização no estado sólido durante o metamorfismo), decorrente de 
variações na temperatura e na pressão; da deformação, decorrente de uma tensão (stress); ou da 
combinação de blastese e deformação. As microestruturas geradas sob a influência da deformação 
são resultantes de um metamorfismo dinâmico. Aquelas resultantes de variações de temperatura e 
pressão (incluindo a pressão dirigida - stress) formam-se no metamorfismo regional (também 
chamado de dinamotermal ou orogênico) e aquelas geradas apenas por variação de temperatura, 
no metamorfismo de contato. 
 No metamorfismo dinâmico as rochas sofrem transformações microestruturais devido a 
variações na pressão dirigida (tensão cisalhante ou shear stress) e sob uma temperatura 
praticamente constante. É o fenômeno que ocorre nas zonas de cisalhamento. O processo de 
transformação das rochas é dominado por deformação e por recristalização dinâmica dos minerais, 
o que leva a uma redução na granulometria. No caso da infiltração de fluidos aquosos, pode haver 
também reações minerais, tais como a sericitização de feldspatos nas rochas graníticas 
milonitizadas. 
 Pressões dirigidas atuam também durante o metamorfismo dinamotermal, que costuma 
afetar regiões de grande extensão, na formação de cinturões orogenéticos durante a convergência de 
placas (daí ser também chamado de metamorfismo orogênico, Bucher & Frey, 1994). Devido a sua 
grande extensão, este metamorfismo é chamado simplesmente de metamorfismo regional. Ele 
diferencia-se do metamorfismo dinâmico porque há, além do shear stress, também variações na 
pressão de carga (pressão exercida pelo peso do pacote de rochas sobrejacentes) e, principalmente, 
na temperatura. Estas variações na temperatura, na pressão de carga (ambas aumentam com a 
profundidade) e na pressão dirigida são responsáveis tanto por transformações microestruturais, 
como por reações mineralógicas. A microestrutura típica do metamorfismo regional é a foliação. 
No metamorfismo de contato, por outro lado, não se formam foliações e minerais 
inequidimensionais, como micas, crescem decussadas, isto é, sem orientação preferencial planar. 
 Nem sempre é possível saber-se, só pelas microestruturas, se uma rocha foi formada por 
metamorfismo dinâmico ou por metamorfismo regional dinamotermal, principalmente no caso de 
transformações em condições de altas temperaturas. Neste caso são importantes as observações de 
campo. As rochas de metamorfismo regional têm ampla distribuição, enquanto que as rochas de 
metamorfismo dinâmico são confinadas às zonas de cisalhamento, que são restritas e geralmente 
planares e se caracterizam por serem relativamente mais deformadas do que as rochas adjacentes. 
 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 2 
2. MICROESTRUTURAS RELÍCTICAS 
 Feições relícticas, que persistem após o metamorfismo, podem ser importantes para indicar a 
natureza original (protólito) da rocha. Costuma-se adjetivar a microestrutura relíctica com o prefixo 
blasto. Por exemplo, diz-se que a microestrutura é blastoporfirítica quando ainda há fenocristais 
originais remanescentes numa rocha ígnea metamorfizada; blastopsamítica quando ainda se 
reconhecem microestruturas sedimentares (por exemplo grãos detríticos) em metarenitos. 
 
3. MICROESTRUTURA BANDADA 
Rochas metamórficas podem exibir um bandamento mineralógico. Em metamorfitos de 
graus mais baixos (p. ex.: ardósias) o bandamento pode representar o S0 reliquiar da rocha 
sedimentar primária, isto é, do protólito. Nos metamorfitos de graus mais elevados e principalmente 
naqueles que foram submetidos a uma deformação, tal como gnaisses, o bandamento é comumente 
gerado por diferenciação metamórfica e, portanto, não representa um S0 reliquiar. 
 
4. MICROESTRUTURAS RELATIVAS AO TAMANHO DOS GRÃOS 
 4.1 Quanto ao tamanho absoluto dos grãos, a microestrutura pode ser classificada como: 
Grossa: tamanho médio dos cristais > 5mm. 
Média: tamanho médio dos cristais entre 1 e 5mm. 
Fina: tamanho médio dos cristais <1mm. 
A classificação torna-se complicada no caso de rochas inequigranulares, quando então 
descreve-se a granulação do componente maior e do menor (p. ex.: rocha inequigranular, com 
porfiroblastos de granulação grossa e matriz fina). Se a variação é seriada, diz-se que a granulação 
varia de, por exemplo, grossa a média. 
 
Por que rochas de graus metamórficos mais altos são mais grossas do que as de graus mais 
baixos? 
Durante o metamorfismo progressivo (isto é, em condições crescentes de T e P) énormal 
haver um gradual aumento na granulometria das rochas. Isto está associado à tendência natural de 
qualquer sistema diminuir a sua energia livre interna e assim aproximar-se de um equilíbrio 
termodinâmico. As reações metamórficas ocorrem para reduzir a energia química livre do sistema 
em resposta a variações de T e P. Para minimizar ainda mais a energia livre do sistema, a forma dos 
grãos muda em função da energia livre de superfície dos cristais. A energia livre de superfície 
decorre do fato de ocorrerem átomos cujas ligações químicas são insatisfeitas ou distorcidas na 
superfície dos grãos. Portanto, a tendência de um agregado é sempre reduzir a proporção de átomos 
instáveis nestas posições na periferia dos grãos. Um modo de se conseguir isto é formando grãos tão 
grandes quanto possível, pois poucos grãos grandes têm uma área superficial menor do que muitos 
grãos pequenos. Portanto, grãos maiores, que têm uma área superficial menor para um dado 
volume, têm também uma energia livre de superfície menor e são, portanto, termodinamicamente 
mais estáveis. 
 Além do processo de migração das fronteiras dos grãos, que resulta no crescimento do 
cristal, uma diminuição da energia livre do agregado mineral é também obtida através da redução da 
área de superfície de contato dos grãos, que tendem a tornar-se mais regulares. Portanto, a tendência 
natural na busca de um maior equilíbrio termodinâmico é de se formarem grãos grandes poligonais 
(Fig. 2) com contatos intergranulares planares. Este processo é mais eficaz em temperaturas mais 
elevadas e após cessar a deformação, isto é, na recristalização estática. 
 
 4.2 Quanto ao tamanho relativo dos cristais, as rochas metamórficas podem ser: 
Equigranulares: quando o tamanho dos constituintes é relativamente homogêneo. 
Inequigranulares: quando há uma variação relativamente grande no tamanho dos constituintes 
principais. Comumente nas rochas inequigranulares há uma distribuição bimodal da granulometria, 
isto é, uma fração é grande (os porfiroblastos ou porfiroclastos) e o restante (a matriz) tem um 
porte muito menor. A microestrutura é então chamada de porfiroblástica (ou porfiroclástica). 
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 3 
5. MICROESTRUTURAS REFERENTES À PERFEIÇÃO DE FORMA DOS CRISTAIS 
Cristal euédrico (= idioblástico) é aquele inteiramente ou quase inteiramente limitado por suas 
faces cristalinas. 
Cristal subédrico (= subidioblástico) é aquele que apresenta-se só em parte limitado por suas faces 
cristalinas. 
Cristal anédrico (= xenoblástico) é aquele que não é limitado por suas faces cristalinas. 
Cristal esqueletiforme é um grão com forma esponjosa que constitui filetes infiltrados entre grãos 
de outros minerais (quando o mineral esqueletiforme é uma granada, a microestrutura costuma ser 
chamada de atol). Pode ser resultante de um crescimento em porções da rocha deficientes nos 
elementos formadores do mineral ou de um crescimento muito rápido, quando então o cristal acaba 
englobando grande parte dos minerais vizinhos. Em alguns casos a forma esqueletiforme também 
pode resultar de uma dissolução/alteração diferencial de cristal. 
 
Série cristaloblástica (Fig. 1): Dependendo da tendência dos minerais metamórficos ocorrerem 
como cristais limitados por suas faces cristalinas ou como grãos irregulares, eles podem ser 
posicionados numa série cristaloblástica. Os minerais superiores na série são normalmente 
euédricos (p. ex.: titanita, granada, estaurolita). Os últimos minerais da série (p. ex.: feldspatos, 
quartzo) tendem a ser sempre anédricos. 
 
Série Cristaloblástica (modificada de Philpotts, 1990) 
 
MAIS EUÉDRICO 
Titanita, rutilo, pirita, magnetita 
Granada, sillimanita, cianita, andaluzita, estaurolita, turmalina 
Epidoto, lawsonita, olivina 
Piroxênio, anfibólio, wollastonita 
Micas, clorita, talco, stilpnomelana, prehnita 
Carbonatos 
Feldspatos, cordierita, escapolita 
Quartzo 
MAIS ANÉDRICO 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig 1: Variação na perfeição de 
forma de alguns minerais como 
expressão da série cristaloblástica. 
Granada (Ga) euédrica, moscovita 
(Mu) subédrica e cordierita (Co) e 
quartzo (Q) anédricos (Best, 
1982). 
 
 
 Os minerais superiores na série cristaloblástica são, normalmente, mais euédricos do que os 
últimos. Existem exceções a essa regra geral. Por exemplo a titanita em clorita xistos ocorre, 
comumente, em grânulos arredondados, semelhantes a gotas, a despeito de sua colocação alta na 
série cristaloblástica. A regra é, porém, suficientemente consistente para fornecer evidência valiosa 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 4 
no sentido de saber se certas rochas são metamórficas ou ígneas. Por exemplo, uma rocha contendo 
anfibólio e plagioclásio, na qual os cristais de plagioclásio são euédricos, deve ser certamente de 
origem ígnea, isto é, deve ser um diorito ou um gabro e não um anfibolito metamórfico. Ou então, 
se o plagioclásio é euédrico em relação ao ortoclásio a rocha deve ser uma ígnea (ou metaígnea), 
pois nos metamorfitos s.s. os dois minerais tendem a ser xenoblásticos. 
 
Por que alguns minerais metamórficos são mais euédricos do que outros? 
 De modo diferente dos magmatitos, em que os minerais que se cristalizam primeiro são 
rodeados pela fusão e podem desenvolver suas faces cristalinas livremente, nas rochas 
metamórficas os cristais sempre se desenvolvem num meio sólido. Portanto, em metamorfitos a 
perfeição de forma de um cristal tem um significado bem diferente e está ligada à capacidade de 
uma espécie mineral “impor” suas faces aos minerais adjacentes, o que depende da energia livre de 
superfície. A energia livre de superfície da borda de um cristal depende da orientação da borda em 
relação ao retículo cristalino. Quando há uma correlação entre a energia livre de borda de grão e a 
orientação do retículo cristalino os minerais são anisótropos em relação à energia livre de 
superfície. Estes minerais tendem a ser limitados por certos planos cristalográficos, que são faces 
com a menor energia livre de superfície e são euédricos a subédricos (Vernon, 1976). A energia 
livre de superfície existe, porque na periferia de cristais a estrutura atômica é muito mais 
desordenada do que no interior, pois nesta zona ocorrem ligações químicas insatisfeitas ou 
distorcidas (Best, 1982). Alguns planos cristalográficos, com a maior densidade atômica e o menor 
espaçamento interplanar, têm energia livre de superfície mais baixa do que outros e são, portanto, 
mais estáveis. Tais planos cristalográficos é que tenderão a constituir as faces dos cristais euédricos, 
pois são mais estáveis termodinamicamente. Minerais fortemente anisotrópicos em relação à 
energia livre de superfícies são os que possuem um grande poder de cristalização (Spry, 1969) e 
são freqüentemente euédricos, como granadas, pirita, estaurolita etc. Outros minerais como 
quartzo, feldspatos e cordierita, são fracamente anisótropos e tendem a constituir, normalmente, 
cristais anédricos. Nestes minerais as bordas dos grãos terão todas a mesma energia livre e não 
serão associadas a nenhum plano cristalográfico (face) específico. 
 
6. MICROESTRUTURAS REFERENTES À GEOMETRIA DOS GRÃOS ANÉDRICOS 
Poligonal (Fig. 2): ocorre em agregados monominerálicos em que os cristais são limitados por 
superfícies planas de modo que, em duas dimensões, apresentam uma forma poligonal (muitas 
vezes com 5 ou 6 lados), com contatos retilíneos e junções tríplices que se encontram em ângulos de 
aproximadamente 120
o
. É comum em agregados monominerálicos de quartzo que sofreram 
recristalização estática, isto é, na ausência de deformação. Em três dimensões os grãos assemelham-se a octaedros com os vértices truncados. Esta forma dos grãos em arranjos monominerálicos é a de 
menor energia livre interfacial, isto é, o agregado aproxima-se de um equilíbrio termodinâmico. É 
importante lembrar que os cristais poligonais são anédricos (e não euédricos), pois as superfícies 
que os limitam não são as faces do cristal, apesar de planas. O arranjo poligonal apenas reflete o 
ajuste mútuo de cristais da mesma espécie mineral auxiliado por energia térmica, a fim de constituir 
um agregado termodinamicamente mais estável. Agregados monominerálicos de outros minerais, 
como feldspatos, carbonatos etc. também podem exibir este hábito. No caso dos feldspatos, a 
recristalização estática de agregados monominerálicos ocorre apenas em temperaturas altas 
(comumente na fácies granulito, T>700
o
 C), enquanto que no quartzo ela pode ocorrer em 
temperaturas bem menores (T300o C). 
 
Interlobado (Fig. 3): grão com bordas lobadas, côncavo-convexas. É uma das formas mais comuns 
dos cristais anédricos. 
 
Amebóide (Fig. 4): grão com bordas altamente sinuosas, como uma ameba. 
 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 5 
 
 
 
Fig. 2: Poligonal 
 
 
 
 
Fig. 3: Interlobada 
 
 
 
Fig. 4: Amebóide 
 
 
 
Suturado/serrilhado (Fig. 5): os grãos são 
altamente irregulares e os contatos entre eles são 
superfícies finamente reentrantes, como uma 
serra. Resulta da recristalização durante 
metamorfismo dinâmico e é encontrada 
comumente em agregados monominerálicos de 
quartzo nos milonitos. Este tipo representa o 
oposto do hábito poligonal, pois os cristais têm 
uma área superficial relativamente grande e, 
portanto, apresentam uma energia livre de 
superfície bem maior. São termodinamicamente 
mais instáveis e, no caso de haver aumentos de 
temperatura, tendem a tornar-se mais regulares 
através de processos de recristalização por 
migração de borda de grão (grain boundary 
migration). 
 
 
 
Fig. 5 Suturada ou serrilhada 
 
 
 
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 6 
Alongado/discóide (ribbon) (Fig. 6): cristal 
(comumente de quartzo) de forma planar (discóide) 
ou linear (alongado), encontrado principalmente em 
rochas miloníticas. Resulta de um extremo 
achatamento ou constricção de um grão maior. O 
ribbon pode exibir feições de deformação interna 
como extinção ondulante, lamelas de deformação, 
subgrãos ou mesmo estar recristalizado 
internamente em agregados de novos grãos. Em 
certos tipos de gnaisses de alto grau e granulitos 
também ocorrem cristais de quartzo alongados, 
porém sem deformação interna, chamados de platty 
quartz (ou Plattenquarz, no original alemão). É 
provável que sejam o produto da recuperação de 
cristais fortemente deformados, associada à 
migração de borda de grãos e recristalização 
estática. Os cristais seriam alongados porque outros 
minerais impediriam o crescimento nas direções 
perpendiculares à foliação (Passchier & Trouw, 
1996). 
 
 
Fig. 6: Alongada ou discóide 
 
7. MICROESTRUTURAS REFERENTES À GEOMETRIA DOS AGREGADOS DE GRÃOS 
 
 
 
Granoblástica (Fig. 7): microestrutura 
equigranular em que os cristais constituem um 
mosaico de grãos equidimensionais e geralmente 
xenoblásticos. 
 
 
Fig. 7: Granoblástica 
 
 
 
Lepidoblástica (Fig. 8): microestrutura 
constituída de agregados de cristais tabulares ou 
lamelares de filossilicatos (micas, cloritas etc.) 
apresentando forte orientação dimensional 
preferencial planar, responsável pela geração de 
uma foliação. 
 
 
Fig. 8: Lepidoblástica (mica) 
É comum fazer-se uma classificação descritiva da 
foliação resultante da orientação de filossilicatos 
ou mesmo de minerais prismáticos, aciculares ou 
alongados. A Figura 13 ilustra alguns tipos de 
foliações mais comuns, que são clivagem 
ardosiana, xistosidade, clivagem de crenulação 
e disjuntiva. 
 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
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Granolepidoblástica (Fig. 9): quando uma 
rocha exibe uma combinação das microestruturas 
granoblástica e lepidoblástica. É comum em 
gnaisses e xistos mais ricos em quartzo ou 
feldspatos. 
 
Fig. 9: Granolepidoblástica 
 
 
 
Nematoblástica (Fig. 10): quando cristais 
aciculares ou prismáticos (anfibólios, sillimanita, 
turmalina etc.) apresentam uma orientação 
dimensional preferencial linear. Esta 
microestrutura é responsável pela formação da 
lineação mineral em rochas foliadas. 
 
Granonematoblástica: quando uma rocha exibe 
uma combinação das microestruturas 
granoblástica e nematoblástica. 
 
 
 
 
Fig. 10: Nematoblástica (anfibólio) 
 
 
 
 
Decussada (Fig. 11): quando cristais 
inequidimensionais prismáticos ou tabulares 
(micas, anfibólios, etc.) tendem a uma orientação 
aleatória, isto é, a um arranjo sem orientação 
preferencial. É mais comum nos metamorfitos de 
contato ou para minerais pós-tectônicos, 
resultantes do crescimento na ausência de um 
esforço dirigido. 
 
Fig. 11: Decussada 
 
 
Porfiroblástica (Fig. 12): é uma microestrutura inequigranular composta de grãos grandes (os 
porfiroblastos) que cresceram durante o metamorfismo, dispostos numa matriz fina. Segundo 
Vernon (1976), porfiroblastos são formados quando a taxa de nucleação (N) de um mineral é 
pequena em relação à taxa de crescimento (C). Se esta relação N/C é grande, serão produzidos 
muitos cristais pequenos e vice-versa. A forma euédrica comum de porfiroblastos de certos minerais 
como estaurolita é difícil de explicar pelos mecanismos de crescimento normais. Seria de se esperar 
formas interlobadas ou amebóides, refletindo um ajuste a grãos vizinhos. É provável que durante o 
seu crescimento, os porfiroblastos podem estar rodeados por uma película de uma fase fluida, de 
modo que na realidade o cristal está crescendo num fluido e assim pode desenvolver-se a forma 
cristalina de menor energia independente dos minerais vizinhos. Segundo Vernon (1976), talvez o 
mesmo resultado possa ser alcançado pelo acúmulo, ao longo da borda, de material (impurezas) não 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 8 
necessário ao porfiroblasto em crescimento. Estas impurezas poderiam alterar a energia livre 
interfacial a tal ponto que faces cristalinas iriam poder desenvolver-se livremente. 
 
 
 
 
Fig.12: Porfiroblástica, matriz lepidoblástica 
 
 
FOLIAÇÃO CONTÍNUA (não há micrólitons) 
 
Clivagem ardosiana 
(granulação fina) 
 
 
 
Xistosidade 
(granulação grossa) 
 
 
 
 
 
FOLIAÇÃO ESPAÇADA (há micrólitons separando os domínios da clivagem) 
 
 Clivagem de crenulação Disjuntiva 
 
 
 
Gradacional 
 
 
 
 
 Discreta 
 
 
 
 
Fig. 13: Classificação morfológica, em escala microscópica, de alguns tipos mais comuns de foliações 
(Passchier & Trouw 1996, Dorado 1988, Borradaile et al. 1982, Wimmenauer 1985) 
Domínios da 
clivagem 
 
Micrólitons 
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 Quando porfiroblastos contêm numerosas inclusões diminutas de outros minerais, a 
microestrutura é poiquiloblástica (Fig. 14) ou peneira (sieve texture), no caso do número de 
inclusões ser extremamente grande. Os minerais inclusos foram incorporados pelo porfiroblasto 
durante o seu crescimento, isto é, não são minerais formados pela alteração deste. As 
microestruturas maculosa e mosqueada (Fig. 15) consistem em porfiroblastos que se apresentam 
na forma de "manchas" disseminadas numamatriz muito fina, às vezes dificilmente identificáveis 
microscopicamente devido à sua recristalização incipiente. Minerais que comumente constituem 
estas manchas são cloritóide, cordierita, andaluzita e biotita. A microestrutura maculosa transiciona 
para a mosqueada e esta para a porfiroblástica. A microestrutura mosqueada ou maculosa é mais 
comum em hornfels (rochas de metamorfismo de contato), como nos xistos mosqueados (spotted 
slates). 
 
 
 
 
Fig. 14: Porfiroblástica poiquiloblástica 
 
 
 
 
Fig. 15: Maculosa/ mosqueada 
 
 
 A proporção de inclusões num porfiroblasto (Fig. 16) depende da taxa de crescimento do 
porfiroblasto relativo à taxa de difusão do material a ser incluído através do porfiroblasto e ao longo 
de suas bordas (Vernon, 1976). Grãos incorporados completamente são difíceis de serem removidos 
devido à baixa taxa de difusão através do retículo na maioria das condições metamórficas. Se, 
porém, a fronteira do cristal avança lentamente e se a taxa de difusão nas bordas for suficientemente 
elevada, o material que compõe grãos adjacentes ao cristal em crescimento pode difundir 
(comumente dissolvido numa película fluida) e assim estes grãos não serão englobados. 
Principalmente nos estágios iniciais do desenvolvimento de porfiroblastos, porém, as suas fronteiras 
costumam mover-se muito depressa e os cristais podem ficar com numerosas inclusões 
(porfiroblastos poiquiloblásticos) (Fig. 14). É comum as inclusões na porção central do cristal 
serem menores do que os cristais do mesmo mineral na matriz fora do porfiroblasto, sugerindo que 
as inclusões foram incorporadas em estágios precoces da recristalização da rocha, quando a 
granulometria ainda era menor (uma alternativa seria a de que as inclusões foram marginalmente 
dissolvidas para fornecer constituintes químicos ao porfiroblasto e por isso ficaram menores). 
 
Porfiroclástica (Fig. 17, 18 e 19): microestrutura composta por grãos relícticos grandes 
(porfiroclastos) numa matriz mais fina produzida por recristalização dinâmica (milonitização) ou 
fragmentação (cataclase). Os porfiroclastos são grãos (ou agregados de grãos) que ficaram 
preservados do episódio deformacional. É preciso cuidado para não confundir porfiroclastos com os 
clastos detríticos em metassedimentos. 
 
 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 10 
 
 
 
 
 
 
Fig. 16: Estágios de crescimento de um porfiroblasto através da reação química entre dois minerais, um 
granoblástico e o outro tabular. Em (a) e (b) o porfiroblasto cresce englobando relictos do mineral 
granoblástico, que por ser mais abundante do que o mineral tabular, não é todo consumido na reação. Em (c) 
as condições do crescimento mudaram, talvez este tornou-se mais lento, permitindo difusão dos elementos 
do mineral tabular das circunvizinhanças até o porfiroblasto. O porfiroblasto agora desenvolve faces 
cristalinas e não tem mais inclusões do mineral granoblástico, que é todo consumido nas reações (Best, 
1982) 
 
 
 
 
Fig. 17: Cataclástica 
 
 
Fig. 18: Milonítica;. 
P=porfiroclasto 
 
 
 
Fig. 19: Núcleo-manto 
 
 
Augen (palavra alemã = olhos): quando se têm grãos monominerálicos ou poliminerálicos, 
lenticulares, numa matriz xistosa. Ela é comum em xistos e gnaisses. Os augen podem ser 
porfiroblastos, isto é, grãos maiores, que se cristalizaram in situ, ou porfiroclastos (Fig. 18 e 19), 
isto é, grãos maiores, relícticos do protólito, que sobreviveram a um evento de 
deformação/recristalização da rocha. 
 
Milonítica (Fig. 18): constituída de uma matriz fortemente foliada resultante de um processo 
deformacional dúctil, com redução da granulometria em decorrência de uma recristalização 
dinâmica dos minerais em zonas de cisalhamento. Nesta matriz encontram-se freqüentemente 
porfiroclastos, que são grãos relícticos, maiores do que os constituintes da matriz e que ficaram 
preservados por serem menos dúcteis. A matriz fina contorna os porfiroclastos conferindo à rocha 
um aspecto de fluxo. A microestrutura núcleo-manto (= mortar, moldura ou alvenaria) (Fig. 19 e 
22f) é aquela em que se têm porfiroclastos (o núcleo) emoldurados por finos agregados de cristais 
do mesmo mineral, que foram produzidos por sua recristalização dinâmica marginal (o manto). 
 
Cataclástica (Fig. 17): constituída por cristais maiores e/ou fragmentos policristalinos da rocha 
original dispersos numa matriz fina e não foliada, formada em virtude da quebra, isto é, da 
deformação rúptil da rocha. É comum em zonas de falhas rasas. 
 
 
a b c 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 11 
8. MICROESTRUTURAS INDICATIVAS DA RELAÇÃO TEMPORAL ENTRE 
BLASTESE E DEFORMAÇÃO 
 Nos cinturões orogenéticos as rochas são submetidas a um metamorfismo dinamotermal, 
também chamado de regional ou orogênico. Neste tipo de metamorfismo, múltiplos episódios de 
deformação e, às vezes, térmicos, são responsáveis pela formação de várias gerações de minerais. 
As estruturas típicas são as foliações, que se associam comumente a lineações minerais e a dobras. 
As análises de campo e de lâminas delgadas destas rochas procuram estabelecer as fases de 
deformação a que foram submetidas e quais minerais formaram-se antes, durante ou depois de cada 
fase de deformação. 
 Minerais de um metamorfito podem ter-se formado antes, durante ou depois de uma 
determinada fase de deformação registrada pelas microestruturas na rocha. Portanto, em relação a 
uma determinada fase de deformação um mineral pode ser classificado em: 
Pré-tectônico (ou pré-cinemático), quando a deformação ocorreu após a formação do mineral. 
Sin-tectônico (ou sincinemático), quando a deformação ocorreu simultaneamente à recristalização 
do mineral. 
Pós-tectônico (ou pós-cinemático), quando a recristalização do mineral deu-se após o episódio 
deformacional. 
Intertectônico (ou intercinemático), quando a rocha sofreu mais de um evento deformacional e um 
mineral cresceu entre duas fases de deformação. 
 
 O entendimento das relações cronológicas entre a deformação e o crescimento mineral 
baseia-se nas observações microestruturais em seções delgadas. Na atualidade, acredita-se que as 
reações químicas que formam os minerais dão-se sob volume constante, isto é, que os minerais 
crescem através de um mecanismo de substituição em que não há variações volumétricas. Uma 
teoria mais antiga, ainda defendida por alguns autores (p. ex. Augustithis, 1985), é a de que os 
minerais crescem exercendo uma força de cristalização nas suas circunvizinhanças. Esta “força de 
cristalização” seria suficiente para empurrar e deformar a matriz adjacente ao cristal em 
crescimento, gerando foliações curvadas ao redor dos porfiroblastos. Hoje, porém, sabe-se que os 
porfiroblastos não deformam a matriz envolvente por empurrá-la, mas que foliações encurvadas são 
o resultado da deformação da matriz após o crescimento do cristal, isto é, a matriz se molda ao 
porfiroblasto pré-existente. Se a matriz já apresenta foliações ou outras estruturas, cristais pós-
tectônicos vão crescer sobre estas, sem deformá-las. 
 
 Num trabalho clássico Zwart (1962) apresenta nove tipos de relações geométricas entre 
porfiroblastos e foliações, que são consideradas como diagnósticos para análises cronológicas (Fig. 
20). Segundo a convenção usual, as superfícies S internas, delineadas por inclusões nos 
porfiroblastos, são chamadas de Si, e as superfícies S externas, na matriz adjacente, de Se. Estas S 
são foliações geradas por crescimento sintectônico de filossilicatos (micas, cloritas etc.), anfibólios, 
grafita, hematita ou de outros minerais de hábito tabular ou prismático/acicular. Tais minerais têm a 
tendênciade crescer com a sua maior dimensão orientada perpendicularmente à direção de esforço 
máximo. 
 Embora simples à primeira vista é necessário uma cuidadosa interpretação dos cristais da 
Figura 20 para evitar ambigüidades ou mesmo erros. Por exemplo, o porfiroblasto do tipo 1 é, na 
realidade, intertectônico, tendo-se formado após a geração Si (que nele está inclusa) e antes de Se, 
isto é, ele é pré-tectônico somente em relação à fase de formação que gerou a foliação externa ao 
porfiroblasto. Em 7 e 8 a blastese é pré- e sintectônica somente em relação à segunda fase 
deformação que causou a crenulação, mas não em relação à primeira deformação que gerou a 
foliação inclusa nos porfiroblastos na forma de uma Si. Os desenhos 7 e 8 também são incompletos, 
pois não apresentam distorções da crenulação próximo aos porfiroblastos, já que estes tenderiam a 
afetar os planos axiais da crenulação junto às suas bordas laterais, conforme ilustrado na figura 21. 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 12 
Em 9 o porfiroblasto é pós-tectônico em relação a duas fases de deformação, a primeira gerou a 
foliação e a segundo crenulou esta foliação. 
 Na natureza existem outras possibilidades além das nove fundamentais do desenho da Fig. 
20. Por exemplo, certos porfiroblastos podem ter núcleos pré-tectônicos e bordas sin-tectônicas, ou 
núcleos sin-tectônicos e bordas pós-tectônicas (Fig. 25c). 
 
 
 
 
 
Fig. 20: As nove relações diagnósticas 
entre porfiroblastos e matriz 
(modificado de Zwart, 1962) para 
identificar cristalização antes, durante 
ou após um determinado evento de 
deformação. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 21: Porfiroblasto sin-tectônico gerado durante a 
crenulação da foliação mais antiga S1. Observa-se que S2 
(plano axial das microdobras) está encurvada nas 
adjacências do porfiroblasto. 
 
 
 
8.1 EVIDÊNCIAS DE CRISTALIZAÇÃO PRÉ-TECTÔNICA 
 Os cristais pré-tectônicos (Fig. 22) são distinguidos por apresentar vários indícios de 
deformação, como extinção ondulante, fraturas, kink bands, boudinagem, clivagens ou maclas 
tortas, geminação mecânica, recristalização dinâmica parcial e feições de exsolução, tais como 
certas pertitas. Foliações que se formam posteriormente envolvem os porfiroblastos pré-existentes, 
que exibem, com freqüência, sombras de pressão. 
 A Fig. 20 (Zwart, 1962) mostra três porfiroblastos pré-tectônicos (1, 4 e 7). Em 1, observa-
se que Si (foliação relíctica dentro do porfiroblasto) é plana e que Se (foliação externa ao 
porfiroblasto) está deformada junto ao porfiroblasto. Este porfiroblasto cresceu sobre uma foliação 
já existente, a qual ficou preservada de modo relíctico no seu interior constituindo a S i. Depois do 
crescimento do porfiroblasto a rocha sofreu uma deformação por cisalhamento simples. 
Possivelmente o porfiroblasto foi rotacionado e formaram-se zonas de sombra de pressão nas 
porções superior direita e inferior esquerda. Os planos de xistosidade ficaram menos espaçados nas 
porções inferior direita e superior esquerda, devido a uma concentração maior de filossilicatos, já 
que nestas áreas há maior atuação de esforços, levando a uma dissolução por pressão de minerais 
como quartzo. Pela observação das posições das áreas de sombra de pressão e das áreas de 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 13 
concentração dos planos de xistosidade pode-se deduzir o sentido de movimento do cisalhamento, 
que no caso das figuras 1 e 2 de Zwart (1962) é dextral (Fig.20). 
 O porfiroblasto 4 difere do 1 por ter sido gerado durante uma deformação por cisalhamento 
puro. Ele também é pós-tectônico em relação ao evento que gerou a foliação Si, que é perfeitamente 
plana. Depois da sua formação, houve nova fase de deformação, que moldou Se ao cristal. Portanto 
ele é pré-tectônico em relação à fase que gerou a xistosidade envolvente. 
 
 
 
 
 
 
Fig. 22: Características de cristais pré-tectônicos. (a) Extinção ondulante; (b) Porfiroblasto fraturado 
envolvido pela xistosidade; (c) Kink bands em biotita; (d) Maclas tortas e evanescentes em plagioclásio; (e) 
Porfiroblasto fraturado com sombras de pressão; (f) Cristal de anfibólio com parcial recristalização dinâmica 
marginal (estrutura núcleo-manto) (Spry, 1969). 
 
 
 Em 7 o porfiroblasto é pré-tectônico em relação à fase de deformação que crenulou a rocha. 
A Si é plana, logo ele cresceu depois dela. Fazendo-se uma análise crítica desta figura 7 (e também 
da 8, vide adiante) conclui-se que ela está incompleta, pois não mostra a deformação que 
necessariamente os planos axiais da crenulação da matriz teriam de apresentar nas adjacências do 
porfiroblasto. A Fig. 21 mostra o aspecto da matriz quando há crescimento do porfiroblasto durante 
a crenulação. Verifica-se que os planos axiais das microdobras (superfícies S2) junto ao 
porfiroblasto são curvos, moldando-se a ele. 
 
8.2 EVIDÊNCIAS DE CRISTALIZAÇÃO SINTECTÔNICA 
 A maioria dos minerais de rochas de metamorfismo regional formou-se durante os episódios 
de deformação. Orientações preferenciais, como o alinhamento de anfibólios, de filossilicatos 
(micas, cloritas) e o crescimento de grãos alongados de quartzo são típicos da blastese sintectônica, 
gerando as foliações tão comuns em filitos, xistos e gnaisses (Fig. 8, 9, 10 e 13). 
 Na Fig. 20 estão representados diferentes porfiroblastos sintectônicos (números 2, 5 e 8). 
Em 2, o porfiroblasto cresceu à medida que ia sendo rotacionado durante a deformação por 
cisalhamento simples. A foliação Si tem uma forma sigmoidal e torna-se concordante com Se nas 
bordas do grão. Esta foliação interna com aspecto sigmoidal tem o nome de microestrutura bola-de-
neve, quando a rotação do porfiroblasto foi maior do que 90
o
 (no caso de grandes rotações, a Si 
pode constituir uma verdadeira espiral, desde que a seção seja perpendicular ao eixo de rotação do 
porfiroblasto), ou rotacional, quando menor do que 90
o
 . A granada é um dos minerais que mais 
frequentamente exibem microestrutura bola-de-neve, ou rotacional, devido ao seu típico hábito 
equidimensional, que facilita uma rotação. Um estudo clássico sobre granadas bola-de-neve foi 
realizado por Schoneveld (1977). Deve-se ter cuidado para não confundir a microestrutura sin-
a b c 
d e f 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 14 
tectônica bola-de-neve/rotacional com a helicítica, que é pós-tectônica. Na Fig. 23 estão 
representados os estágios sucessivos de crescimento de uma granada do tipo bola-de-neve. 
 Em anos mais recentes surgiram acirradas discussões em relação à origem das inclusões 
espiraladas em granadas. Bell et al. (1992a) e Bell & Johnson (1989) dão uma outra explicação para 
tais feições. Segundo estes autores, a observação cuidadosa das trilhas de inclusões em certos 
porfiroblastos revelam que elas são bastante complexas e comumente se truncam. Estes 
truncamentos são quase sempre ortogonais entre si e não poderiam formar-se por simples rotação 
durante um crescimento sintectônico. Eles propõem um modelo de crescimento, em que a granada 
iria se desenvolvendo sobre diversos conjuntos de foliações quase ortogonais, que sucessivamente 
obliterariam as anteriores. O processo de formação destas foliações quase perpendiculares entre si 
seria decorrente da repetição de episódios de encurtamento, que leva a um espessamento crustal 
(quando então se formariam foliações subverticais), seguido de um relaxamento crustal, que levaria 
a um episódio de colapso desta pilha soerguida e ao desenvolvimento da foliação sub-horizontal. 
Um resumo das divergências a respeito deste assunto são encontradas em Bell et al. (1992b) e 
Passchier et al. (1992).Fig. 23: Estágios sucessivos no crescimento sintectônico de granada acompanhado de rotação (Spry, 1969) 
 
 
 O cristal 5 da Fig. 20 cresceu durante um evento deformacional por cisalhamento puro. À 
medida que ele foi se desenvolvendo, a foliação externa adjacente ia sendo englobada, formando a 
Si. Na porção central Si é plana, porque o porfiroblasto ainda era pequeno e praticamente não 
atrapalhava a planaridade da foliação externa. Mas à medida que o porfiroblasto ia ficando maior, 
cada vez mais ele atrapalhava a planaridade da matriz, que então passava a moldar-se a ele. Assim 
foram sendo englobadas foliações progressivamente mais curvas do centro para as extremidades 
superior e inferior do cristal. 
 O porfiroblasto 8 (Fig. 20) cresceu durante a fase de deformação que crenulou a rocha. 
Observa-se que no centro a Si é plana e vai se tornando progressivamente mais crenulada para as 
bordas. Portanto, o porfiroblasto é sintectônico em relação à fase de deformação que crenulou a 
rocha (mas ele é pós-tectônico em relação à fase que gerou a foliação plano-paralela). Conforme 
discutido para o porfiroblasto 7, também a figura 8 não bem está correta, pois não representa a 
deformação da matriz crenulada junto ao porfiroblasto. A feição microestrutural mais apropriada 
para a matriz seria semelhante à da Fig. 21. 
 
8.3 EVIDÊNCIAS DE CRISTALIZAÇÃO PÓS-TECTÔNICA 
 Cristais pós-tectônicos não têm orientação preferencial. No caso de minerais de hábito 
tabular ou prismático, como micas e anfibólios, a orientação é aleatória e a microestrutura é 
chamada de decussada (Fig. 11). Porfiroblastos pós-tectônicos, que cresceram em rochas já 
foliadas, não causarão a deformação desta xistosidade, que termina contra as suas faces sem ser 
defletida. Às vezes esta xistosidade pode ficar preservada de modo relíctico dentro do porfiroblasto 
na forma de uma foliação interna chamada de Si, constituída por trilhas de opacos alongados e/ou de 
pequenos cristais elípticos de quartzo. A Si é contínua à foliação externa ao porfiroblasto, chamada 
de Se. Esta Si relíctica, que às vezes pode até retratar dobras, constitui as inclusões helicíticas. 
a b c d e 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 15 
Microestrutura helicítica (Fig. 24a e 25a) é, portanto, uma foliação relíctica preservada em cristais 
pós-tectônicos. A Fig. 24b mostra cristais pós-tectônicos grandes de mica, que cresceram 
discordantes sobre uma foliação pré-existente. Em 24c a dobra é composta por cristais 
indeformados de mica. Portanto, os cristais originais da dobra foram substituídos por outros, isentos 
de deformação, durante um crescimento pós-tectônico. A Fig. 24d mostra um agregado de cloritas 
decussadas que constituem uma pseudomorfose sobre uma granada. Como as cloritas não exibem 
orientação preferencial, deduz-se que a substituição da granada foi na ausência de um evento 
deformacional. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 24: Características de cristais pós-tecônicos: (a) Porfiroblasto de cianita que cresceu sobre uma matriz 
crenulada; (b) Micas decussadas que cresceram numa rocha foliada; (c) Micas poligonizadas retratando uma 
dobra, os cristais não apresentam-se encurvados, logo devem ter-se recristalizado após o dobramento; 
(d) Pseudomorfose de clorita decussada sobre granada (Spry, 1969). 
 
 
 Na Fig. 20 há três porfiroblastos pós-tectônicos, os de números 3, 6 e 9. Nos casos 3 e 6 o 
porfiroblasto cresceu sobre uma foliação plano-paralela. Observa-se que ele não afeta a morfologia 
da foliação nas suas adjacências. O porfiroblasto 9 cresceu numa rocha crenulada. Nos três tipos a 
Si é concordante com Se. Mesmo se não houvesse Si relíctica, seria possível deduzir que os 
porfiroblastos são pós-tectônicos em relação à fase de deformação que gerou a matriz foliada, 
porque Se termina nas faces dos cristais sem ser defletida. 
 
 No resumo acima sobre os principais critérios para a identificação de minerais pré-, sin- e 
pós-tectônicos verifica-se que geralmente torna-se necessária a observação das superfícies internas 
(Si) nos porfiroblastos. Quando elas estiverem ausentes, torna-se difícil separar porfiroblastos pré-
tectônicos dos sin-tectônicos, pois o aspecto de Se é o mesmo para os dois casos. 
 
8.4 EVIDÊNCIAS PARA MAIS DE UM EVENTO DE DEFORMAÇÃO E/OU 
RECRISTALIZAÇÃO 
 Durante um ciclo tectonometamórfico podem ocorrer vários episódios ou fases de 
deformação, que podem ser registradas nas microestruturas das rochas. As estruturas dessas rochas 
são complicadas porque contém dobras, lineações, foliações e porfiroblastos de diferentes idades. A 
análise cuidadosa das feições microestruturais permite deduzir-se a seqüência de formação dos 
minerais em relação às várias fases de deformação. 
 Os porfiroblastos 1, 4 e 7 da Figura 20, por exemplo, são inter-tectônicos, conforme já 
discutido anteriormente. A Fig. 25 também mostra algumas feições características em rochas 
polideformadas. 
 Na Fig. 25a tem-se um porfiroblasto helicítico envolvido por uma foliação. Este 
porfiroblasto é posterior à geração da crenulação preservada no seu interior (Si) e anterior à foliação 
externa Se. Portanto, ele é intertectônico. Esta rocha foi submetida a três fases de deformação. Em 
a b c d 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 16 
Dn-2 formou-se uma foliação que foi crenulada num evento Dn-1 ficando preservada como dobras 
helicíticas dentro do porfiroblasto. Em Dn foi então gerada a foliação principal Sn da rocha, que 
obliterou todas as foliações anteriores e que contorna o porfiroblasto. Na Fig. 25b observa-se uma 
clivagem de crenulação formada em decorrência do dobramento de uma foliação mais antiga. 
Portanto, esta rocha sofreu, no mínimo, duas fases de deformação Dn e Dn+1. Em Dn formou-se a 
foliação Sn, que foi crenulada num evento Dn+1, quando então foi gerada a foliação mais jovem Sn+1. 
Em 25c tem-se uma granada cujo núcleo apresenta uma Si espiralada (logo o núcleo é sintectônico 
com rotação), mas a borda, isenta de inclusões, poderia ser pós-tectônica. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 25: Feições microestruturais em rochas polideformadas. (a) Cristal helicítico, pós-tectônico em relação a 
Si (cuja crenulação indica duas fases de deformação) e pré-tectônico em relação a Se; (b) Clivagem de 
crenulação discreta; (c) Granada com núcleo sintectônico e borda pós-tectônica (Spry 1969). 
 
 
 Tanto durante o resfriamento de um corpo rochoso depois de encerrado o ciclo metamórfico, 
quanto durante o processo de erosão, que faz com que as rochas de grandes profundidades sejam 
gradualmente posicionadas em níveis crustais menos profundos e, consequentemente, de menor T e 
P, as rochas metamórficas sofrem processos de um metamorfismo regressivo, em que minerais de 
graus metamórficos altos são substituídos por minerais de graus mais baixos (p. ex.: cloritização de 
biotita, saussuritização de plagioclásios, uralitização de piroxênios). No entanto as alterações 
retrometamórficas são normalmente incipientes, porque estas reações envolvem água, a qual não se 
encontra mais à disposição em rochas de grau alto, fortemente desidratadas. 
 
 Usando os critérios microestruturais descritos torna-se possível estabelecer uma seqüência 
cronológica do crescimento dos minerais nas diferentes fases de deformação da rocha. Resultados 
das análises cronológicas relativas ao crescimento dos minerais e às fases de deformação são 
compilados na forma de gráficos conforme mostra a Fig. 26. Neste exemplo a rocha foi submetida a 
três fases de deformação e os minerais são de diferentes idades. 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 26: Crescimento de minerais num 
metamorfito, em relação a 3 fases de deformação(Mason, 1978). 
a b c 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 17 
9. MICROESTRUTURAS RESULTANTES DA DEFORMAÇÃO 
 Os principais mecanismos que levam à mudança de forma dos corpos rochosos em virtude 
de processos deformacionais são os processos cataclásticos, os processos de plasticidade 
intracristalina (processos cristal-plásticos) e os processos de transferência de massa por 
difusão. 
 Rochas submetidas a uma intensa deformação podem acomodar estes esforços de modo 
rúptil ou dúctil. No primeiro caso, formam-se os cataclasitos, caracterizados por sua 
microestrutura cataclástica (Fig. 17). No segundo caso, as rochas são deformadas em regiões 
crustais mais profundas (mais de 10 a 15km) e, portanto, em condições de temperaturas mais 
elevadas (T>250-350
o
C) (Sibson, 1977) e o regime de deformação é predominantemente dúctil. 
Neste estado de semiplasticidade forma-se a foliação milonítica (Fig. 18) através da redução 
granulométrica em decorrência de ativa recristalização dinâmica. 
 Há vários parâmetros que influem no comportamento mais dúctil ou mais rúptil das rochas. 
Um deles é a sua composição mineralógica, pois há minerais mais ou menos dúcteis para as 
mesmas condições de temperatura e taxa de deformação. Um parâmetro importante é a temperatura: 
quanto maior, mais dúctil será o comportamento da rocha. Um outro fator é a taxa de strain, isto é, 
a velocidade com que a rocha é deformada: quanto maior, menos dúctil será o comportamento da 
rocha. Um fator adicional, que influi sobremaneira no comportamento de uma rocha durante a 
deformação, é a presença de uma fase fluida, a qual é, em geral, aquosa. Existem duas 
possibilidades bem distintas: deformação sob condições anidras e deformação com percolação de 
água. Comumente as zonas de cisalhamento agem com "coletoras" para a água das 
circunvizinhanças, que aqui se concentra. A água propicia o abrandamento (softening) da rocha 
através da hidrólise dos minerais e através da participação em reações minerais, como a 
sericitização de feldspatos segundo a reação (não balanceada): 
ortoclásio + plagioclásio = moscovita + quartzo + Na
+
 + Ca
2+
. 
 Portanto, as microestruturas geradas na presença de uma fase fluida aquosa são bem 
diferentes daquelas geradas em condições anidras, porque podem ocorrer também reações de 
hidratação. 
 No quadro abaixo tem-se os tipos básicos de microestruturas cataclásticas e miloníticas 
dependendo da proporção entre a matriz e porfiroclastos e da presença ou ausência de uma foliação 
na matriz. 
 
 % de matriz 
Natureza da matriz 
10-50 50-90 90-100 
 
Maciça 
 
Protocataclástica 
 
Cataclástica 
 
Ultracataclástica 
 
Foliada 
 
Protomilonítica 
 
Milonítica 
 
Ultramilonítica 
 
 
9.1 PROCESSOS CATACLÁSTICOS 
 O fraturamento ou cataclase dos minerais ocorre, em geral, em zonas de falha de pequena 
profundidade. Os fragmentos produzidos podem deslizar uns pelos outros e a rocha muda de forma 
devido ao processo de fluxo cataclástico. As microestruturas dos cataclasitos são caracterizadas 
pelas formas angulosas dos clastos, por fraturamento generalizado, por uma grande variação 
granulométrica e pela ausência de foliações (Twiss & Moores, 1992). Em alguns casos, os 
cataclasitos associam-se a veios de pseudotaquilitos, que são rochas vítreas ou criptocristalinas, 
geradas por fusão devido a um grande calor de fricção nos planos de falhas em zonas de abalos 
sísmicos. 
 
 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 18 
9.2 PROCESSOS DE PLASTICIDADE INTRACRISTALINA 
Defeitos reticulares: vazios e discordâncias 
 Cristais com retículos cristalinos perfeitos são extremamente difíceis de serem deformados. 
No entanto, a maioria possui imperfeições reticulares, o que possibilita a deformação do retículo 
cristalino com um esforço muito menor. Estes defeitos podem ser pontuais (p. ex.: vazios), lineares 
(p. ex.: discordâncias) ou planares (p. ex.: planos de maclas, paredes de discordâncias, fronteiras de 
kink bands). Destes, os defeitos mais importantes na deformação reticular são os vazios e as 
discordâncias (Hobbs et al. 1976, Suppe 1985, Nicolas & Poirier 1976). 
 Os defeitos pontuais são os vazios (= vacâncias, vacancies), quando há falta de átomos em 
determinadas posições reticulares, ou as impurezas, quando se têm átomos adicionais dentro do 
retículo. Os vazios reticulares permitem a transferência de massa por difusão intracristalina, 
chamada de "Nabarro-Herring creep". 
 Os defeitos lineares são chamados de discordâncias (dislocations). São defeitos 
incorporados nos cristais durante o seu crescimento ou que são adquiridos durante a deformação. 
No caso mais simples, são devidos a erros no "empilhamento" das unidades reticulares, do que 
resultam planos atômicos que não atravessam o cristal todo, isto é, eles são incompletos. 
Discordância é a última linha de átomos deste plano cristalográfico descontínuo. A figura 27 mostra 
um retículo cristalino com dois planos cristalográficos “defeituosos”, representados por T e . Esse 
tipo de discordância é chamado de cunha (edge dislocation). As duas linhas de discordância 
localizam-se onde terminam os planos cristalográficos e orientam-se perpendicularmente ao plano 
do desenho. Há também o caso em que o defeito resulta da torção de uma porção do retículo em 
relação à outra. Esse tipo de discordância é chamado de parafuso (screw dislocation). Além disso, 
há também a discordância mista, em que se associam as discordâncias dos tipos cunha e parafuso. 
A densidade de discordâncias, expressa como o comprimento total das linhas de 
discordâncias por unidade de volume, é muito maior em cristais deformados. Quartzo indeformado, 
por exemplo, tem uma densidade de discordâncias correspondente a cerca de 10
3
cm/cm
2 e quartzo 
intensamente deformado chega a 10
12
cm/cm
2
 (Suppe, 1985). 
 
 
 
 
 
Fig. 27: Retículo cristalino mostrando dois 
planos cristalográficos incompletos, 
representados por T e . As duas linhas de 
discordância do tipo cunha localizam-se onde 
terminam os planos cristalográficos, 
orientando-se perpendicularmente ao plano 
do desenho. 
 
 
 
 
Propagação de discordâncias 
 A deformação de um retículo cristalino é fácil quando auxiliada pelo deslizamento de 
discordâncias. Isto requer um esforço até mil vezes menor do que o esforço teórico para a 
deformação de todo o retículo de uma só vez, pois somente uma linha de átomos precisa ser 
movimentada de cada vez (Best, 1982). 
 O deslizamento de uma discordância é ilustrado na figura 28, em analogia ao arrasto de um 
tapete sobre o qual estão vários móveis: puxar todo o tapete é impossível, mas movimentar uma 
pequena porção de cada vez é fácil. Observa-se que a migração da discordância através do retículo 
levou a sua eliminação na borda do cristal e resultou numa mudança de forma deste. 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 19 
 Nem sempre as discordâncias podem movimentar-se através do retículo até serem 
eliminadas nas bordas conforme mostra a figura 28. Como o número de discordâncias dentro dos 
cristais tende só a aumentar durante o episódio deformacional, as linhas acabam por se emaranhar, o 
que impede o seu movimento. Uma tensão cada vez maior passa a ser necessária para que as 
mudanças de forma prossigam. Este fenômeno é chamado de endurecimento (strain hardening). 
Torna-se necessário algum mecanismo de recuperação (recovery) da estrutura cristalina, que 
permita o abrandamento (softening) e a continuação das mudanças de forma. Há vários mecanismos 
de recuperação. Em temperaturas baixas, o deslizamento (slip) das discordâncias fica confinadoa 
determinados planos cristalográficos, que são os de menor espaçamento interplanar e alta densidade 
atômica. No quartzo deformado em temperaturas baixas (250-450oC) o plano basal (0001) é o 
plano de slip ativo. Com temperaturas crescentes passam a ser ativados também os planos 
romboédricos e finalmente os planos prismáticos. Em temperaturas maiores as discordâncias podem 
também saltar (climb) de um plano cristalográfico para outro, contornando obstáculos como 
impurezas. Estes são mecanismos de recuperação do retículo que fazem parte do processo chamado 
de fluxo de discordâncias (dislocation creep). 
 
 
 
 
Fig. 28: Analogia entre a propagação de um defeito linear reticular do tipo discordância e o arrasto de um 
tapete em etapas (Davis, 1984). 
 
 
Evidências microestruturais da propagação de discordâncias: extinção ondulante, subgrãos e 
novos grãos 
 A propagação (fluxo) das discordâncias (dislocation creep) permite a sua eliminação nas 
bordas ou o seu aniquilamento (quando duas discordâncias de sinais opostos se encontram, elas se 
aniquilam e o retículo é restaurado). Este é um fenômeno de recuperação do retículo cristalino que 
permite a continuação da deformação do cristal (e consequentemente também da rocha) e, portanto, 
a absorção da energia deformacional atuante no sistema. Durante o processo de migração de 
discordâncias formam-se sucessivas gerações de microestruturas como extinção ondulante, 
subgrãos e novos grãos. 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 20 
 
 
Fig. 29: Distribuição das discordâncias (símbolos  e T) de modo desordenado (a) e incipientemente 
ordenado (b), gerando extinção ondulante (a) e subgrãos (b) no cristal (Spry, 1969). 
 
 
Extinção ondulante (Fig. 29a): Quando a densidade de linhas de discordâncias é grande e 
as mesmas se encontram distribuídas aleatoriamente através do retículo, os cristais não se 
extinguem homogeneamente, porém apresentam extinção ondulante sob luz polarizada cruzada. 
Subgrãos: Durante a migração de discordâncias através do retículo cristalino, elas podem 
acabar por se emaranhar, concentrando-se em zonas relativamente planares dentro do cristal. 
Quando a densidade de discordâncias aumenta muito nestas zonas planares, diz-se que se formaram 
paredes de discordâncias (dislocation walls) (Fig. 30), as quais delimitam microestruturas 
chamadas de subgrãos. Subgrãos são áreas discretas dentro de um cristal, separadas das porções 
adjacentes por fronteiras (as paredes de discordâncias), onde se concentra um grande número de 
discordâncias (quando as fronteiras são gradacionais, isto é, difusas, estas áreas são chamadas de 
bandas de deformação). O retículo cristalino no subgrão tem uma orientação cristalográfica um 
pouco diferente da região adjacente. A "desorientação" relativa do subgrão em relação às áreas 
adjacentes do cristal não é maior do que cerca de 7 a 10o. Oticamente os subgrãos são identificados 
sob luz polarizada: são áreas dentro de um cristal, que se extinguem em posição um pouco diferente 
das regiões circunvizinhas, sendo que os seus contatos são abruptos. Lamelas de deformação são 
feições encontradas mais comumente em quartzo deformado sob baixas temperaturas, que se 
caracterizam por delgadas faixas com relevo um pouco mais elevado e cor de interferência diferente 
das adjacências e pela tendência a uma orientação preferencial sub-basal. São delgados subgrãos 
alongados onde há uma elevada concentração de emaranhados de discordâncias e arranjos de 
inclusões fluidas ou sólidas (Passchier & Trouw, 1996). 
 
 
 
Paredes de discordâncias 
 
 
Subgrãos 
 
 
Fig. 30: (a) Alinhamento de discordâncias formando uma parede de discordâncias (Hobbs et al., 1976); (b) 
Paredes de discordâncias e subgrãos (Best, 1982). 
a b 
(a) 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 21 
Novos grãos: Novos grãos são cristais gerados durante o processo deformacional por 
processos de recristalização dinâmica às custas de grãos fortemente deformados. O seu tamanho é 
menor do que os grãos originais. Com o prosseguimento da atuação da deformação, os novos grãos, 
por sua vez, também vão adquirir extinção ondulante e subgrãos e podem vir a ser recristalizados 
em outros novos grãos, isto é, o processo é contínuo. 
 
9.3 PROCESSOS DE RECRISTALIZAÇÃO DINÂMICA 
Recristalização dinâmica por rotação de subgrãos: Se a densidade de discordâncias nas paredes 
que limitam os subgrãos aumenta muito, a "desorientação" do retículo do subgrão em relação ao 
cristal original pode tornar-se maior do que cerca de 7 a 10
o
 (Fig. 31). Neste caso, tem-se agora um 
novo grão, que é um cristal com individualidade própria. Houve aqui um processo denominado 
recristalização dinâmica por rotação de subgrãos. Este fenômeno é facilitado sobremaneira pela 
hidrólise, ocorrendo, neste caso, até mesmo em rochas deformadas em baixas temperaturas. A 
rotação de um subgrão é relativa e não significa uma ruptura do retículo e um giro no sentido físico, 
mas sim uma desorientação progressiva da estrutura reticular de uma porção do cristal original. O 
processo pode levar a uma recristalização total dos cristais originais em agregados de novos grãos 
mais finos. O tamanho dos novos grãos é mais ou menos igual ao dos subgrãos dos porfiroclastos 
remanescentes e isto constitui uma evidência para a atuação do processo de recristalização dinâmica 
por rotação de subgrãos. 
 
 
 
 
 
 
Fig. 31: "Desorientação" relativa de uma 
porção do retículo limitada por paredes de 
discordâncias: quando o ângulo ß é maior do 
que 7 a 10o, a área corresponderá a um novo 
grão (em caso contrário ter-se-á um subgrão) 
(Poirier, 1985). 
 
 
 
 Oticamente diferenciam-se novos grãos e subgrãos na posição de iluminação máxima do 
cristal original (sob luz polarizada cruzada): os subgrãos perdem as suas características óticas 
próprias e não se distinguem, todos ficam com a mesma cor de polarização, que é a do cristal 
hospedeiro original; os novos grãos, por sua vez, não perdem nesta posição a sua individualidade 
ótica e são distinguidos facilmente por terem outra cor de polarização. 
 
Recristalização dinâmica por migração de borda de grão (grain boundary migration): Átomos 
da borda de um grão com uma alta densidade de discordâncias no contato com um grão com baixa 
densidade de discordâncias podem reorganizar-se de modo a se ajustar ao retículo do cristal vizinho 
menos deformado. Deste modo a superfície de contato entre os dois cristais será deslocada e 
ocorrerá o crescimento do cristal menos deformado às custas do mais deformado. A borda do grão 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 22 
pode adentrar-se pelo cristal mais deformado (fenômeno de bulging) e eventualmente constituir 
novos cristais com uma menor energia livre interna (Fig. 32). 
 
 
 
Fig. 32: Recristalização dinâmica por migração de borda de grão. A borda do cristal menos deformado 
(incolor) forma uma protuberância (bulge), que cresce às custas do mais deformado (cinza). A “barriga” 
pode desenvolver-se e constituir um novo grão. Dentro do cristal cinza (mais deformado) também pode 
ocorrer a formação de um núcleo cristalino que cresce por migração de borda, constituindo um novo grão 
com estrutura cristalina menos deformada (Passchier & Trouw, 1976). 
 
 
 Regiões do cristal fortemente deformadas são aquelas com uma alta densidade de defeitos 
reticulares, tais como paredes de discordâncias, bordas de kink bands ou bordas dos grãos. A 
energia deformacional ali acumulada pode propiciar a formação de novos núcleos cristalinos e o seu 
crescimento às custas do cristal hospedeiro. O novo grão terá uma densidade de discordânciasbem 
menor e, portanto, será mais brando (soft), facilitando a continuação da deformação da rocha. 
 A recristalização dinâmica por grain boundary migration gera novos grãos que costumam 
ser bem menores do que os subgrãos dos porfiroclastos remanescentes, o que constitui uma 
evidência para este processo. Na rochas parcialmente recristalizadas dinamicamente, a microestrutra 
é constituída por porfiroclastos relativamente grandes e uma matriz fina e de granulação 
relativamente uniforme. Esta granulação dos novos grãos da matriz depende da composição 
mineralógica, da temperatura, do stress diferencial e da magnitude da deformação (Passchier & 
Trouw, 1996). Os contatos entre os novos grãos tendem a ser extremamente irregulares, do tipo 
serrilhado (Fig. 5). 
 
Recristalização dinâmica por deslizamento de borda de grão (grain boundary sliding): No caso 
de deformação em altas temperaturas e em rochas de fina granulação pode ocorrer um 
"deslizamento" dos grãos uns em relação aos outros. O deslizamento associa-se a uma difusão de 
matéria, o que inibe o aparecimento de vazios no contato entre os grãos. A migração de matéria 
pode ocorrer por difusão sólida (solid-state diffusion creep) ou por dissolução e precipitação via 
fluido intergranular (Passchier & Trouw, 1996). Indícios da atuação de fluxo superplástico em 
rochas submetidas a elevadas magnitudes de deformação são a fina granulação e a ausência de uma 
orientação cristalográfica preferencial. 
 
 
9.4 PROCESSOS DE RECRISTALIZAÇÃO ESTÁTICA 
A recristalização dinâmica gera agregados de cristais finos (os novos grãos), com contatos 
freqüentemente serrilhados (Fig. 5) e que apresentam deformação interna que se manifesta na forma 
de extinção ondulante ou subgrãos. Este tipo de agregado possui uma elevada energia livre interna e 
é, portanto, termodinamicamente instável. Depois que cessa a deformação, pode ocorrer a 
eliminação do excesso de discordâncias e migração de borda de grãos, o que leva a um aumento na 
granulometria e ao desenvolvimento de contatos mais regulares. Contatos intergranulares 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 23 
serrilhados são termodinamicamente mais instáveis do que fronteiras mais regulares, porque a área 
superficial e, portanto, a energia livre de superfície do primeiro tipo é maior do que a do segundo 
tipo. Da mesma forma, um agregado de finos cristais tem uma energia livre de superfície maior do 
que um agregado de cristais maiores. A tendência natural é minimizar esta forma de energia pela 
recristalização estática, que é um fenômeno de têmpera (annealing) pós-deformacional. 
 A energia que promove a migração de fronteiras são as diferenças entre as energias 
deformacionais internas dos grãos: os menos deformados, e portanto mais estáveis, crescem 
expandindo as suas fronteiras às custas dos cristais vizinhos mais deformados. 
 A microestrutura típica resultante da recristalização estática de agregados monominerálicos 
é a granoblástica poligonal (Fig. 2), que se caracteriza por arranjos de cristais que, em lâmina 
delgada, constituem grãos poligonais, em geral de 5 ou 6 faces. Tipicamente três grãos formam 
junções tríplices com ângulos de 120o. O quartzo é um dos minerais que mais freqüentemente 
adquire este tipo de microestrutura pós-deformacional. 
 Em alguns minerais, como o quartzo, pode ocorrer, em altas temperaturas, um processo 
chamado de crescimento secundário, em que alguns grãos crescem às expensas de outros, mais 
deformados, adquirindo um tamanho relativamente grande. Estes cristais maiores costumam ser 
irregulares, amebóides. No entanto, é provável que os ribbons de quartzo indeformados 
internamente, encontrados em granulitos e gnaisses de alto grau, sejam resultantes deste processo 
(Passchier & Trouw, 1996). 
 
 
9.5 PROCESSOS DE TRANSFERÊNCIA DE MASSA POR DIFUSÃO 
Durante processos deformacionais é comum a difusão de matéria. Neste processo ocorrem dois 
mecanismos principais, a difusão no estado sólido (solid state diffusion) e a dissolução por pressão 
(pressure solution). O fluxo de matéria por difusão no estado sólido (solid-state diffusion creep) 
dá-se através da transferência de material das áreas de maior pressão para as de menor pressão (Fig. 
33), sem a participação de uma fase fluida. Este é um fenômeno que requer temperaturas elevadas. 
A difusão no estado sólido pode auxiliar o deslizamento de borda de grãos (grain boundary sliding) 
no fluxo superplástico. A migração de matéria através do retículo cristalino dá-se pelo movimento 
de vazios (vacancies). Quando a matéria flui ao longo da periferia dos grãos o mecanismo tem o 
nome de Coble creep e quando o movimento é através da estrutura do cristal, é chamado de 
Nabarro-Herring creep (Fig. 33). As evidências microestruturais deste tipo de difusão não 
costumam ser claras. 
 
 
 
Fig. 33: Modelo do mecanismo de difusão sólida por transferência de massa intracristalina (Nabarro-Herring 
creep), causando mudança de forma dos grãos (Twiss & Moores, 1992). 
 
Microestruturas de Rochas Metamórficas 
 
 24 
 Dissolução por pressão é um importante processo de deformação das rochas, em que ocorre 
uma dissolução de matéria cristalina auxiliada por fluidos, geralmente ricos em H2O e sob a 
influência de uma elevada tensão diferencial. Ocorre comumente em temperaturas relativamente 
baixas em cristais cujas bordas fazem um elevado ângulo com a direção de maior tensão. Os fluidos 
também transportam a substância para outros sítios onde dá-se a sua precipitação. Estes sítios são 
regiões de alívio de pressão, tais como fraturas e sombras de pressão adjacentes a grãos rígidos. 
 Algumas evidências microestruturais da dissolução por pressão são estilolitos, truncamento 
de fósseis ou de outros grãos (por exemplo oolitos), e alguns tipos de clivagens, como a ardosiana e 
a clivagem de crenulação. Na geração da clivagem de crenulação alguns minerais mais solúveis, 
como quartzo e carbonatos, migram dos flancos das microdobras (zonas de maior pressão) para as 
zonas das charneiras (zonas de menor pressão), formando-se, como conseqüência, um bandamento 
composicional. Microestruturas indicativas da precipitação de material dissolvido são 
sobrecrescimentos (overgrowths), franjas de pressão e veios. Durante o metamorfismo de grau 
baixo, a dissolução e a transferência de massa por difusão são processos muito comuns. Na geração 
de ardósias, por exemplo, são postuladas perdas volumétricas de até 50% (Bell & Cuff, 1989). 
 
 
10. INDICADORES CINEMÁTICOS 
 
Em zonas de cisalhamento e também em áreas de metamorfismo regional dinamotermal 
aparece uma série de feições microscópicas que podem ser utilizadas para indicar o sentido do 
movimento, tais como: 
Estruturas S-C 
Assimetria em caudas de recristalização dinâmica de porfiroclastos 
Micas pisciformes (mica fish) 
Assimetria em zonas de sombras de pressão junto a porfiroclastos 
Deslocamento e rotação de cristais segmentados 
Vergência de microdobras assimétricas 
Rotação de porfiroblastos 
Trama de eixos-c de quartzo 
 
Para que a análise microscópica de indicadores cinemáticos traga resultados práticos 
confiáveis são imprescindíveis cuidadosas observações de campo e uma atenção especial na coleta 
das amostras, que devem ser devidamente orientadas. Além disso, a posição do corte das lâminas 
também deve ser orientada. Normalmente as lâminas são cortadas paralelamente à lineação e 
perpendicularmente à foliação da amostra. Informações mais detalhadas sobre os procedimentos 
durante a amostragem podem ser encontradas em Passchier et al. (1993) e Marshak & Mitra (1988). 
 
10.1 ESTRUTURAS S-C 
 
Numa zona de cisalhamento forma-se uma foliação