Apostila_Parte III_Dobras foliações e lineações

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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ 
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS 
 
 
DISCIPLINA: GEOLOGIA APLICADA À MINERAÇÃO 
 
CONTINUAÇÃO DO 
CAPÍTULO 2. ELEMENTOS DE GEOLOGIA ESTRUTURAL 
 
PARTE 3 – ESTRUTURAS TECTÔNICAS 
DOBRAS, FOLIAÇÕES & LINEAÇÕES, ZONAS DE 
CISALHAMENTO DÚCTIL 
 
 
AUTOR: Prof. Roberto Vizeu Lima Pinheiro – Faculdade de Geologia 
Colaboradores: Roberto B. Leal Segundo & Fábio Henrique G. Domingos 
 
 
 
Súmula dos Assuntos Abordados nesta Etapa: 
 
 Introdução 
I- Deformação Dúctil e suas Estruturas 
II- As Dobras 
a) Classificações mais usadas na descrição das dobras 
III- Foliações e Lineações 
 Comentários complementares sobre a presença da foliação e 
da lineação em tectonitos 
IV- Zona de Cisalhamento Dúctil 
 Milonitos e Cataclasitos 
 
 Literatura de Apoio 
 
 
 
 
 
 2
Introdução 
 
 Nesta parte do curso finalizamos a apresentação das estruturas tectônicas 
presentes nas rochas, enfocando mais especificamente as estruturas dúcteis, destacando 
dentre elas, as dobras, foliações e lineações, e as zonas de cisalhamento dúctil. Nossa 
abordagem seguirá em linhas gerais o mesmo caminho dos blocos anteriores, isto é, 
serão apresentadas as diferentes classificações geométricas pertinentes, e uma 
introdução aos mecanismos de formação de algumas dessas estruturas. 
 É importante lembrar que o objetivo ainda é reconhecer, registrar 
descritivamente e quantitativamente as estruturas tectônicas e representar essas 
informações no espaço cartográfico, dirigindo os resultados para o mapeamento 
geológico, como ferramenta básica em toda abordagem geológica. O objetivo final é o 
entendimento da história geológica das rochas onde essas feições possam ocorrer tendo 
o tempo geológico como elemento intrínseco fundamental. 
 Ressalta-se novamente que a Análise Geométrica é a ferramenta metodológica 
inicial para qualquer abordagem na Geologia Estrutural, que permite a organização 
espacial e temporal das estruturas tectônicas em suas diferentes escalas. Somente a 
partir da Análise Geométrica se pode elaborar a Análise Cinemática, cujo alcance pode 
conduzir o estudo, de modo seguro, para a História Geológica. 
 Com parte final desse bloco de informações, é importante que o estudante 
perceba os diferentes processos responsáveis pela deformação na Terra, e entender que 
os mesmos se distinguem basicamente a partir do local (posição na placa e 
profundidade) onde se formam, das características mecânicas das rochas envolvidas e da 
taxa se deformação (strain rate) subordinada. Os processos de deformação, sob este 
aspecto, não têm relação imediata com o tempo geológico, podendo os diferentes 
processos ter lugar concomitantemente em qualquer momento do tempo geológico, ao 
longo de sua história evolutiva. 
 
 
I - Deformação Dúctil e suas Estruturas 
 
 Na segunda parte deste curso (Parte II) foram apresentadas breves 
considerações conceituais sobre os diferentes tipos de deformações e seus ambientes 
(veja o ítem II- Ambientes de Deformação em Profundidade na Litosfera). Na ocasião 
foram introduzidos os conceitos de deformação rúptil e deformação dúctil e suas 
implicações no mecanismo de desenvolvimento das estruturas tectônicas. Em seguida, 
naquele módulo, foram apresentadas as principais estruturas de natureza rúptil com 
destaque para as fraturas de modo generalizado, incluindo os diferentes tipos de falhas e 
estruturas subordinadas. 
 Nesta parte vamos abordar particularmente as estruturas dúcteis e para isso há 
necessidade inicialmente de se ter noção clara do conceito de deformação dúctil e suas 
estruturas subordinadas. 
 Como mencionado em tópicos anteriores, o comportamento dúctil acontece em 
condições limitadas de temperatura e pressão, reservadas particularmente a 
 3
profundidades litosféricas maiores que 10 a 15 km, variavelmente nos diferentes 
ambientes geológicos terrestres. Este ambiente é associado particularmente às chamadas 
zonas de cisalhamento dúctil, como feições comuns na litosfera (Fig.1). 
 
 
 
 
 
Fig. 1 – As falhas (zonas de cisalhamento rúptil) e as zonas de cisalhamento dúctil em relação a 
profundidade crustal. Os diferentes tipos de rochas geradas refletem o ambiente crustal e as 
condições de deformação. Veja texto a seguir para informações complementares. 
 
 
 As zonas de cisalhamento dúctil correspondem a um conjunto de estruturas 
formadas em posição meso a infracrustal, as quais se associam direta ou indiretamente, 
tanto espacialmente quanto temporamente, a grande maioria das dobras e tramas 
foliadas (planares) e estiradas (lineares), nos diferentes ambiente geológicos terrestres. 
 A palavra dúctil é aplicada em Geologia Estrutural em diferentes sentidos, 
relacionada à pelo menos dois critérios mecânicos mais importantes: (1) a reologia da 
deformação, tomando em consideração as relações entre tensão (stress), taxa de 
deformação (strain rate), pressão e temperatura; e (2) aos mecanismos microscópicos 
(em escala de cristais) operantes capazes de produzir deformação sob condições de 
fluxo viscoso. 
 Entende-se por deformação dúctil o conjunto de processos tectônicos 
desenvolvidos por deformação permanente, no estado sólido, onde não há perda de 
coesão em qualquer escala (desde a escala do grão do cristal até dimensões 
quilométricas), sem evidências de deformação rúptil. 
 Observe que ficam excluídos deste conceito, por exemplo, os modelos de 
deformação sindeposicionais presentes em sedimentos inconsolidados (soft-sediment 
deformation) e outros tipos que não envolvam mecanismos de deformação 
cristalográfica, na escala de grãos, que não obedeçam a essas condições reológicas. 
 É comum ainda o emprego dos termos deformação em estado plástico ou 
mesmo deformação cristalográfica plástica para se fazer referência à deformação 
dúctil. Esta tentativa deve ser evitada considerando que o termo plástico refere-se 
exclusivamente a um tipo particular de comportamento reológico que não inclui várias 
condições específicas presentes durante a deformação dúctil, tais como deslocamento 
 4
intracristalino, e outros (para mais informações veja, por exemplo, o Capítulo 19 – 
Microscopic Aspects of Ductile Deformation, em Twiss & Moores 1992). 
 O processo dúctil, neste aspecto, pode ser termalmente ativado, ou induzido em 
condições particulares de deformação sob fluxo em estado sólido, semelhante ao que 
um torneiro mecânico provoca para facilitar a preparação de uma peça metálica, 
forçando o material a uma determinada forma, por indução de calor. 
 A propriedade, ou capacidade de fluxo em estado sólido, deve-se ao fato desses 
materiais, tal como as rochas, serem policristalinos, isto é formados por agregados de 
cristais. O mesmo se observa em gelo, nos glaciares ao se moverem lentamente por 
gravidade nas montanhas. 
 O estado dúctil pode ainda ser induzido fora das condições litosféricas ideais 
por ação de fluidos (p.e. hidrotermais) com altas temperaturas, capazes de alterar o 
comportamento mecânico das rochas onde o mesmo se aloja ou percola, produzindo 
recristalização em diferentes condições e escalas. Com exemplo de estudos clássicos e 
reologia do estado dúctil, sugerimos uma visita a publicação clássica da série 
Geophysical Monograph n.24 apresentada por Carter et al. (1981) dentre outros mais 
recentes (p.e. Knipe & Rutter, 1990; Twiss & Moores, 1992 Part IV. Cap.18, 19 e 20). 
 Para finalizar é importante lembrar a necessidade de priorizar, em Geologia 
Estrutural, a aplicação de termos que envolvam o máximo de caráter descritivo e o 
mínimo de conotação genética, principalmente quando estes ficam limitados a algum 
processo geológico específico. O uso de termos descritivos trás facilidade e segurança 
por se basear em características e observações obtidas diretamente na geometria ou 
textura da rocha, sem necessariamente envolver aspectos relacionados à sua origem ou 
mecanismo de formação. 
 Com base na identificação detalhada de feições descritivas particulares de 
qualquer estrutura geológica, se podeinferir com segurança sobre os diversos aspectos 
de sua natureza reológica e identificar os diferentes mecanismos de deformação 
envolvidos, avançando posteriormente no sentido do entendimento de origem da 
mesma. 
 
 
II- As Dobras 
 Sob o ponto de vista geológico Dobras representam flexuras de qualquer 
elemento geológico planar ou tabular (por exemplo: acamamento, foliação, bandamento 
composicional ou metamórfico, camada, dique, etc.) geradas por cisalhamento puro, 
cisalhamento simples ou ambas simultaneamente no caso de deformação 
transpressiva/transtensiva. 
 As dobras desenham formas geométricas cônicas, cilíndricas ou curviplanares / 
curvilineares, de acordo com o modo de deslocamento da geratriz responsável pela 
definição da geometria de sua superfície de contorno (Fig.02). 
 
 
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Fig. 02 – Dobras cilíndricas, cônicas e curvilineares/curviplanares. O movimento da geratriz de 
cada uma dessas dobras define as diferenças. Geratriz que se desloca paralelamente no espaço 
desenha dobras cilíndricas; geratriz que se desloca com um ponto fixo no espaço desenha dobras 
cônicas. Quando o deslocamento da geratriz é de forma irregular no espaço, desenha-se dobras 
curvilineares a curviplanares. 
 
 
 Semelhantemente a todas as estruturas geológicas identificadas pelos geólogos, 
as dobras necessitam ser devidamente posicionadas no espaço para que possam ser 
representadas cartograficamente. É importante lembrar que em Geologia as estruturas 
são geometricamente organizadas a partir de planos e linhas de referencias materiais ou 
imaginárias, que possam ser marcadas no sistema de coordenadas geológico, no formato 
de atitudes de planos e linhas. 
 De uma forma inicial, as dobras podem ser posicionadas no espaço de acordo 
com a posição de seus eixos e planos axiais (Fig. 03). O eixo corresponde a uma linha 
que une os pontos de máxima curvatura da estrutura; o plano axial é um plano 
imaginário que divide a dobra simetricamente e que contem o eixo. 
 
 
 
 
 
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Calha
Ponto de inflexão
Eixo
Flanco
Charneira
Charneira
Plano Axial
Crista
 
 
 
Fig. 03 – Principais elementos geométricos de uma dobra: plano axial – plano de simetria da 
dobra; eixo – linha que une os pontos de máxima curvatura da dobra; charneira – região de 
maior curvatura da dobra; flanco – região lateral da dobra; calha e crista – região de charneira 
côncava e região de charneira convexa respectivamente; ponto de inflexão - ponto que liga duas 
dobras conjuntas. 
 
 
Outros elementos básicos de caracterização da dobra no espaço são: a região de 
charneira, o flanco, o ponto de inflexão, a crista e a calha (Fig. 03). 
 
 É ainda necessário que as dobras sejam caracterizadas com relação a sua 
escala. Para isso usam-se os mesmos parâmetros aplicados pela Física para o estudo das 
ondas: o comprimento de dobra (λ) – distância entre duas cristas ou calha; e a amplitude 
da dobra (A) – distância entre a crista (ou calha) e o ponto de inflexão na posição 
perpendicular a linha que une vários pontos de inflexão (Fig.04). 
 
 
 
 
 
Fig. 04 – Referenciais de tamanho das dobras: comprimento de dobra (λ) e a amplitude da 
dobra. 
 
 
 Para que as dobras sejam devidamente estudadas em campo torna-se necessária 
a sua observação em 3D ou, no mínimo em uma seção verdadeira, isto é em um corte 
que mostre a estrutura na sua posição frontal, preferencialmente perpendicular a seus 
 7
principais elementos geométricos (eixo e plano axial). Qualquer outro corte que não 
satisfaça a essa condição representa a dobra em sua seção aparente (Fig. 05). 
 
 
 
 
 
Fig. 05 – Cortes, ou seções, aparentes e verdadeiras de uma dobra. 
 
 
a) Classificações mais usadas na descrição das dobras 
 
Quanto à posição relativa da concavidade 
 
 Dependendo da posição relativa da concavidade pode-se classificar 
descritivamente as dobras em: (1) antiforme – quando a concavidade da estrutura estiver 
voltada para baixo; (2) sinforme – quando a concavidade da estrutura estiver voltada 
para cima; e (3) dobra neutra – quando a concavidade da dobra estiver voltada para os 
lados (Fig. 06). 
 
 
 
 
 
Fig. 06 – Dobras tipo antiforme, sinforme e neutra. A classificação se refere à posição relativa 
da concavidade da estrutura: concavidade voltada para baixo – antiforme; concavidade voltada 
para cima – sinforme; concavidade posicionada para os lados – dobra neutra. 
 
 
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 É importante, neste ponto, não confundir os termos acima com anticlinal e 
sinclinal, que, por terem conotação estratigráfica, devem ser usado especificamente para 
dobras relacionadas a pacotes de rochas sedimentares, ou arranjos em camadas 
sobrepostas, cuja idade relativa pode ser direta ou indiretamente inferida. No sinclinal 
as camadas mais novas da seqüência se posicionam na parte central da estrutura, 
enquanto que em anticlinais as camadas mais velhas estão arrumadas no centro da 
feição (Fig. 07). 
 
 
 
 
 
Fig. 07 – Modelos de dobras anticlinais e sinclinais em pacotes de rochas sedimentares onde as 
camadas mais inferiores são mais velhas que as superiores obedecendo a Lei da Superposição 
das Camadas. No anticlinal a camada mais antiga está no centro da estrutura; no sinclinal a 
camada mais nova está no centro. 
 
 
Quanto ao ângulo de abertura da dobra (ângulo interflancos) 
 
 O ângulo formado entre os flancos da dobra, conhecido como ângulo 
interflanco, é um dos parâmetros geométricos mais elementares usados para descrever a 
geometria das dobras. De acordo com essa relação as dobras podem ser descritas como 
(Fig. 08): 
 
 
Terminologia Ângulo interflanco 
- Suave - ângulo entre 180º e 120º 
- Aberta - ângulo entre 120º e 70º. 
- Fechada - ângulo entre 70º e 30º. 
- Apertada - ângulo entre 30º e 0º. 
- Isoclinal - ângulo de 0º - flancos paralelos. 
 
 
 
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Fig. 08 – Tipos de dobras de acordo com o ângulo de fechamento ou ângulo entre os flancos 
(ângulo interflanco). 
 
 
 
Quanto à simetria (ou assimetria) 
 
 As dobras em suas seções perpendiculares aos seus planos axiais (seções 
verdadeiras) podem mostrar padrões de simetria ou assimetria. 
 Padrões assimétricos são determinados pela presença de segmentos em 
seqüências “longo-curto-longo” desenhando figuras em “Z” ou “S”, indicativos de 
cinemática destral ou sinistral respectivamente (Figs. 9 e 10). 
 
 
 
 
 
 
Fig. 09 – Padrões de assimetria observados em perfil verdadeiro de dobras, definido pela 
presença de dobras com flancos NE sequência “longo-curto-longo”. A partir da assimetria se 
determina a vergência da estrutura (direção de transporte). 
 
 
 
 
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 A assimetria determina a direção de fluxo, que pode estar relacionada, em 
maior escala, a direção de transporte tectônico ou a vergência tectônica. A vergência 
representa a direção de deslocamento de massa tectônica, geralmente associada à 
direção de proveniência do tensor de encurtamento. 
 
 
 
 
 
 
Fig. 10 – Os diferentes padrões de dobras parasíticas, em “Z”, “S, “M” e “W”, compondo partes 
de dobras maiores. As vergências relativas a cada situação estão indicadas nas figuras em 
detalhe. Observar que as dobras em “M” e “W” marcam a posição dos ápices da dobra maior, e 
correspondem a antiformes e sinformes respectivamente. 
 
 
 Em escala continental, a vergência indica a posição do “ante-país” (terreno 
rígido, ou maciço, situado por trás da zona de dobramento nos terrenos de colisão – 
termo herdado da Teoria Geosinclinal), permitindo o posicionamento das estruturas no 
contexto do cinturão. A presença de obstáculos (buttress) no espaço da convergência 
pode inverter as direções de vergência localmente, ou mesmo regionalmente. 
 Padrões simétricos se caracterizam por ângulos retos entre a linha (ou 
superfície) envoltória e o traço do plano axial (ou linha de simetria da dobra), e pela 
ausência de segmentos curtos e longos nos flancos das dobras. Dobras simétricas são 
sugestivas de relação com campos de tensões coaxiais (Fig. 11). 
 
 
 
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Fig. 11 – Os padrões de dobrasparasíticas, em “Z”, “S, “M” e “W”, e seus respectivos sentidos 
cinemáticos. Os parâmetros W e A correspondem ao comprimento de onda e amplitude da 
dobra, descritos na Fig.04. 
 
 
Quanto ao ângulo de mergulho das isógonas (Classificação de 
Ramsay) 
 
 O estilo da dobra, neste caso, é comparado a partir do estilo dos dois planos de 
acamamento que determinam o top e a base da camada dobrada. Esta comparação, 
conforme sugerido por Ramsay, pode ser feito a partir do ângulo de mergulho das 
isógonas. Este parâmetro geométrico, representado por uma linha no perfil da dobra, 
pode se determinado ao se encontrar na dobra dois pontos de interseção, um na base e 
outro no topo da camada dobrada, entre a superfície dobrada e a linha tangente que 
forma o mesmo ângulo em relação à linha ortogonal ao traço axial da mesma (Fig. 12). 
 De acordo com essa classificação se individualizam três grupos de dobras: 
 
 
1- Dobras com isógonas 
convergentes: Classe 1A; 
Classe 1B e Classe 1C. 
2- Dobras com isógonas 
paralelas: Classe 2. 
3- Dobras com isógonas 
divergentes: Classe 3. 
 
 
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 O arranjo das linhas de isógonas reflete geometricamente os diferentes tipos de 
dobras individualizadas a partir das diferenças em espessura apical: 
 - Dobras da Classe 1A apresentam ápice menos espesso que os flancos. 
 - Dobras da Classe 1B apresentam espessura apical semelhante à 
 espessura dos flancos. 
 - Dobras da Classe 1C, Classe 2 e Classe 3 têm ápices gradativamente 
 mais espessos. 
 Compare os desenhos apresentados na Fig.12. 
 A variação da espessura apical reflete as condições mecânicas da rocha sobre 
dobramento e/ou as condições físicas do ambiente onde o processo ocorreu, de tal modo 
que: 
 1-Dobras 1A indicam baixa capacidade de fluxo de material para as zonas de 
baixa tensão (região apical) e/ou ambiente relativamente raso. 
 2- Dobras 1B, 1C e 2 formam-se em níveis crustais progressivamente mais 
profundos respectivamente, ou tem relação com rochas relativamente menos 
competentes. 
 3 – Dobras da Classe 3 se relacionam com processo de dobramento em níveis 
crustais relativamente profundos (plenamente dúcteis), ou envolve dobramento de 
rochas com plasticidade alta para permitir fluxo fácil de material para a região apical, 
onde há predominância de baixas tensões. 
 
 Enquanto as dobras dos tipos 1A e 1B se relacionam a ambientes de níveis 
crustais rasos, rúpteis, as dobras dos tipos 1C a 3 têm relação com ambientes 
progressivamente mais dúcteis. As dobras da Classe 3, que refletem condições 
plenamente dúcteis de formação, podem evoluir para processos de rompimento de 
flancos e de transposição, com eventual deformação completa da dobra. 
 
 Desta forma, é importante observar que a classificação, por mais geométrica 
que pareça, conduz para interpretações genéticas e mecânicas bem estabelecidas e por 
essa razão tem importância primordial entre as diferentes classificações e sugestões de 
descrições para as dobras. 
 Para complementação se sugere uma consulta na Figura 11.20, na página 232 
de Twiss e Moores (1992), que apresenta a classificação tomando como base a variação 
da espessura apical para as diferentes dobras, com base na classificação de Ramsay 
acima mostrada. 
 
 
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Fig. 12 – Diferentes tipos de dobras classificadas de acordo com o mergulho das linhas de 
isógonas. A figura no canto superior esquerdo mostra a definição geométrica da isógona de 
mergulho. A classificação foi sugerida por Ramsay e diferentes tipos apresentados têm relação 
direta com as condições mecânicas do dobramento, iniciando com fraca ductibilidade e no tipo 
1A e aumento gradualmente a ductibilidade em direção da dobra tipo 3 (veja texto). 
 
 
Quanto ao mecanismo de formação 
 
As dobras podem se formar por (1) flexura do elemento planar – tabular; (2) por 
cisalhamento do elemento planar – tabular ou (3) por arrasto nas bordas e adjacências de 
zonas de cisalhamento. 
 Dobras formadas por flexura mecânica exigem ambientes de dobramento 
capazes de facilitar a “ductibilidade” da rocha para permitir fluxo de partículas durante 
a deformação. Nesse caso a viscosidade dos materiais componentes da rocha, a 
temperatura, e a pressão são fortes condicionantes e precisam ser relativamente alta ou 
ter capacidade de serem alteradas durante o processo. Quanto mais dúctil for, ou estiver 
a rocha, mais facilmente a dobra flexural se formará. 
 Dobras formadas em regime de cisalhamento são chamadas dobras forçadas e 
têm uma história mecânica distinta das flexurais. Fazem parte desse conjunto as dobras 
em chevron e os kink bands ou dobras em caixa (Fig.13). 
 
 
 
 
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Fig. 13 – Três estilos geométricos para dobras forçadas em padrão kink band. Os planos 
destacados em linhas pontilhadas correspondem aos planos de cisalhamento responsáveis pela 
rotação dos blocos internos que constroem as dobras. Na dobra esses planos são chamados de 
superfície confinante. Para a figura em (a), não existindo planos de cisalhamentos cruzados, 
forma-se um monoclinal. 
 
 
III- Foliações e Lineações 
 
 A foliação e a lineação são elementos geométricos de tramas deformacionais 
presentes nas rochas (Twiss e Moores, 1992). 
 Sob o ponto de vista geométrico, trata-se por foliação qualquer estrutura planar 
homogeneamente distribuída na rocha, destacando-se os planos formados pelo 
alinhamento paralelo de minerais placosos; pelo alinhamento de minerais e/ou objetos 
geológicos achatados (p.e. seixos, fósseis, grãos, etc.); pela concentração em bandas de 
agregados minerais distintos (p.e. o bandamento em gnaisses, etc.). 
 A lineação é definida pela presença na trama da rocha de agregados ou objetos 
geológicos lineares (Passchier e Trouw, 1996). Pode ser superficial, se presente na 
superfície de planos particulares (p.e. as estrias em planos de falhas) ou penetrativa 
quando ocorre em todo, ou parte do volume da rocha. 
 A presença da foliação e/ou da lineação tem sido relacionada ao metamorfismo 
e por essa razão, notadamente nas décadas passadas, se usavam como termos com fortes 
conotações metamórficas, gerando dificuldades de aplicação e entendimento de suas 
 15
relações com o processo de deformação, que não acompanha necessariamente os 
processos metamórficos. 
 Termos como xistosidade, clivagem ardoseana, e o próprio bandamento 
gnáissico, são exemplos de tipos de foliações metamórficas. A aplicação destes termos 
pouco ou nada indica sobre o processo deformacional e seus usos dependem quase que 
exclusivamente da caracterização do metamorfismo das rochas em questão. 
 Para evitar essa dificuldade sugere-se o uso da classificação geométrica para as 
foliações e lineações, que pode ser aplicada sem que haja necessidade de investigações 
genéticas da feição, e que tem base em critérios morfológicos e descritivos. A 
morfologia tanto da foliação como da clivagem, em tectonitos, deve ser descrita de 
acordo com a forma ou arranjo dos componentes das rochas onde estas se encontram 
registradas (Fig. 14). 
O termo clivagem (sensu-stricto) mencionado acima, pode ser usado para 
descrever tramas rochosas que tendem a fraturar-se ou romper-se ao longo de 
superfícies com uma orientação preferencial específica (Twiss e Moores, 1992). 
O termo bandamento, sob o ponto de vista morfológico, refere-se às feições 
planares ou tabulares encontradas nas rochas, marcadas pelas sucessões de bandas ou 
camadas com composição mineralógica ou microestrutural distinta (Passchier e Trouw, 
1996). 
Em rochas deformadas nos domínios de zonas de cisalhamento dúcteis podem 
ser observadas as foliações S-C, representadas por estruturas planares, geradas a partir 
da progressão da deformação cisalhante. Essas estruturas conjugadas, simétricas ou 
assimétricas, são formadas quase sempre simultaneamente (Almendinger, 1999). 
 
 
 
 
 
 
Fig. 14 – Tabela de classificação morfológica para as foliações (modificado de Twiss e Moores, 
1992). 
 16
Do mesmomodo, as lineações, em escala mesoscópica, podem ser descritas de 
acordo com a classificação morfológica sugerida por Twiss e Moores (1992), 
apresentada na Fig. 15. 
 
 
 
 
 
Fig. 15 – Tabela de classificação morfológica para as lineações (modificado de Twiss e Moores, 
1992). 
 
 
 
Comentários complementares sobre a presença da foliação e da 
lineação em tectonitos 
 
 É necessário lembrar que a presença da foliação e da lineação na trama de rochas 
deformadas é resposta do modo de deformação a que a rocha foi submetido. Em 
situação de cisalhamento puro, uma esfera de referência, de raio unitário, pode ser 
deformada e gerar um objeto prolato, oblato ou ser deformada por deformação plana. 
Neste estado particular de tensão, ao sofre achatamento, a esfera de referência, que pode 
representar um cristal na trama de uma rocha, desenvolve prioritariamente texturas 
foliadas. 
 Por outro lado, a esfera ao sofrer estiramento gera elementos de trama lineares 
onde a lineação responde pela textura da rocha deformada resultante. 
 17
 Em todos esses casos o Diagrama de Flinn pode ser usado na investigação do 
tipo de deformação predominante em uma rocha ou na previsão da presença 
predominante de uma ou outra trama na mesma. 
 No primeiro módulo foi discutido que os estados de deformação coaxial e não-
coaxial, representam apenas pontos nos extremos de um longo espectro de respostas ao 
esforço, onde coexistirão diferentes contribuição de cisalhamento simples e 
cisalhamento puro. Este estado de deformação, chamado de deformação geral, é bem 
exemplificada pela deformação transpressiva e transtensiva, também definidas no final 
do Módulo I. 
 Com essas definições em mente, é necessário investigar a influência desse 
conceito na presença, distribuição e comportamento da foliação e da lineação sob esta 
ótica de deformação (strain). 
A transpressão particionada (veja Fig 17 no Módulo I), quando observada em 
rochas naturalmente deformadas, em geral exibe arranjos complexos, com geração de 
tramas e orientação das estruturas muitas vezes concordantes ou discordantes ao trend 
regional de determinada área. Tal fato ocorre pelas mudanças na orientação dos eixos 
principais da deformação finita ao longo da deformação progressiva (Robin & Cruden, 
1994; Tikoff & Teyssier, 1994; Jones & Tanner, 1995). 
 A orientação dos eixos de deformação finita está associada com a orientação do 
vetor vorticidade, o qual se constitui em uma medida adimensional da quantidade de 
rotação em relação à taxa de estiramento (Truesdell, 1953; Tikoff & Fossen, 1995). 
 Durante deformação progressiva, o vetor vorticidade tende a mudar de posição 
de acordo com os incrementos da taxa de estiramento. As estruturas geradas podem 
exibir variações na orientação preferencial dentro de um mesmo estágio deformacional, 
ao invés de representar vários estágios deformacionais (Robin & Cruden, 1994; Tikoff 
& Fossen, 1995; Tikoff & Teyssier, 1994; Fig. 16). 
 Os modelos de transpressão existentes fornecem padrões deformacionais 
conceituais que podem ser correlacionados com o estado de deformação natural das 
rochas (Robin & Cruden, 1994; Fossen & Tikoff, 1998; 1999). No entanto, a 
deformação natural das rochas, na maioria dos casos, se aproxima mais de uma 
combinação de um ou mais modelos, ao invés de exibir semelhanças recorrentes com 
apenas um modelo (Fig. 16). 
 
 18
 
 
 
Fig. 16 - Padrões deformacionais e de trama sugeridos por Robin & Cruden (1994) para 
diferentes estágios da deformação transpressiva (modificado de Robin & Cruden, 1994). Y - 
distância normatizada a partir da borda da zona; Z – altura (vertical); f- razão entre a 
componente de cisalhamento puro e a componente de cisalhamento simples. 
 
 
 Em outras palavras, a presença da trama planar e linear em rochas deformadas, e 
principalmente a posição que estas estruturas vão tomar nas rochas, têm um forte 
controle (1) da intensidade de cada componente particular de cisalhamento puro e 
 19
simples participantes da deformação; e (2) da posição da rocha em relação à borda da 
zona de deformação onde o mecanismo teve lugar. 
 Com isso, ao se pensar em estado de deformação geral (p.e. transpressão), não 
cabe o uso da mesma rotina de coleta e interpretação das estruturas planares e lineares 
como era usado há décadas atrás, onde apenas as condições apresentadas pelo Diagrama 
de Flinn eram contempladas tomando em conta a deformação coaxial ou por 
cisalhamento puro. 
De acordo com Tikoff & Greene (1997), a ocorrência de lineações de 
estiramento horizontais e verticais em zonas transpressivas dominadas por cisalhamento 
simples tem relações com a orientação do eixo maior do elipsóide de deformação finita, 
ou eixo X. 
No caso da transpressão dominada por cisalhamento simples, o ângulo de 
convergência (α) responsável pelo encurtamento transpressivo tem que ser 
necessariamente menor do que 20º. Neste caso as lineações que se desenvolvem nos 
estágios iniciais sob estas condições são horizontais, podendo tornar-se verticais com a 
progressão da deformação (Fig.17). 
 
 
 
 
 
Fig. 17 - Diferentes posições da lineação de estiramento com o aumento da deformação 
progressiva (modificado de Tikoff & Greene, 1997). 
 
 
Isso ocorre porque o eixo x do elipsóide de deformação finita é inicialmente 
horizontal na transpressão dominada por cisalhamento simples, mas muda para a 
posição vertical com progressão da deformação (veja Fig.18 no Módulo I). 
 Dessa forma, a orientação da lineação de estiramento na transpressão dominada 
por cisalhamento simples vai depender da quantidade de deformação para um dado 
conjunto de condições de limite (tais como α constante). 
 Na transpressão dominada por cisalhamento puro, α>20º, o eixo maior do 
elipsóide de deformação finita é sempre vertical e, conseqüentemente, a lineação de 
estiramento também será vertical. 
 20
 Para um dado valor de α na transpressão dominada por cisalhamento simples, 
lineações horizontais e verticais podem se desenvolver, dependendo da magnitude da 
deformação finita registrada na zona de cisalhamento. Em outras palavras, um ângulo de 
convergência (α) constante leva ao desenvolvimento seqüencial de lineações de 
estiramento horizontais, achatamento puro e lineações verticais com a progressão da 
deformação. 
 As estruturas S-C são uma forma particularmente comum de partição da 
deformação que tendem a acumular uma porção maior da componente de cisalhamento 
simples em zonas discretas. 
 Uma conclusão importante de Tikoff & Greene (1997) é que lineações de 
estiramento não necessariamente registram a direção de transporte tectônico em uma 
zona de cisalhamento, particularmente em zonas de alta deformação. O critério de 
assumir que a lineação se forma paralela à direção de movimento provém da aplicação 
de critérios de sentido de cisalhamento (Berthé et al., 1979, Simpson & Schimd, 1983), 
e é valida em casos onde a deformação se aproxima das condições de cisalhamento 
simples plano. Entretanto, o desenvolvimento de lineações de estiramento em 
deformação tridimensional, como a transpressão, pode ser muito complexo e 
potencialmente resultar na formação simultânea de duas lineações ortogonais 
cinematicamente relacionadas. Em particular, a orientação da lineação de estiramento 
pode variar tanto ao longo do strike, ou em um mesmo afloramento, devido a variações 
na deformação finita acumulada e a quantidade de cisalhamento simples particionado 
dentro das bandas de cisalhamento. 
 
 
 
IV- Zonas de Cisalhamento Dúctil 
 
 O termo zona de cisalhamento é usado para definir zonas planares que 
acomodam movimentos de blocos relativamente rígidos, onde há concentração da 
deformação. Esta deformação geralmente apresenta uma componente rotacional, 
refletida em deslocamentos laterais relativos dos blocos envolvidos (Passchier e Trouw, 
1996). 
As zonas de cisalhamento possuem espessuras variáveis, de milimétricas a 
dezenas de quilômetros; extensões submilimétricas a centenas de quilômetros,e podem 
ser rúpteis ou dúcteis. As zonas de cisalhamento visíveis ao microscópio, em amostras 
e em afloramentos de espessuras razoáveis são denominadas bandas de cisalhamento. 
As zonas ou bandas de cisalhamento, em níveis crustais profundos, têm o 
mesmo papel das falhas, em níveis crustais rasos (rúpteis). A geometria destas 
estruturas define sua posição e organização relativa, e a cinemática é determinada pela 
rotação de objetos presentes na trama das rochas da zona (Fig.18). 
Para se verificar o sentido de movimento interno e externo (relativo) à zona, usa-
se o conceito da assimetria dos grãos formados por blastese (recristalização dinâmica), 
chamados porfiroblastos, e/ou os formatos assimétricos e trilhas deixadas por cristais 
não recristalizados, denominados de clástos ou porfiroclástos, presentes na trama. Em 
 21
todos esses casos, cabe aqui a noção de fluxo e vorticidade, apresentada no Módulo I. 
Os principais indicadores cinemáticos usados para a determinação da cinemática 
em zonas de cisalhamento dúctil podem ser resumidos em: (1) rotação de elementos 
planares pré-existentes; (2) deformação e rotação de corpos pré-existentes; (3) 
assimetria de dobras; (4) estruturas S/C; (5) bandas de cisalhamento; (6) porfiroclastos 
fragmentados e sub-grãos deslocados; (7) deslocamento e rotação de fragmentos por 
fraturas de cisalhamento e/ou distensão; (8) assimetria de zonas de sombra (estruturas σ 
e δ); (9) assimetria de esteiras de sub-grãos nas extremidades de porfiroclastos; (10) 
assimetria de porfiroclastos sigmóides de mica – mica fish; (11) trama de eixos C de 
cristais de quartzo; e (12) rotação de porfiroblastos. (Fig. 18). 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 18 – Diagrama esquemático mostrando a geometria de uma zona milonítica e a 
nomenclatura de seus principais elementos. O desenho em detalhe mostra os indicadores 
cinemáticos mais comuns observados em uma lâmina delgada paralela à lineação de estiramento 
mineral. (modificado de Passchier e Trouw, 1996). 
 
 
 
 
 
 22
Milonitos e Cataclasitos 
 
Segundo Sibson (1977), a geração de milonitos e cataclasitos ocorre de acordo 
com os gradientes térmicos e níveis crustais nos quais as rochas são deformadas 
(Fig.19). 
 A litosfera é dividida em profundidade em zona rúptil, onde são gerados 
principalmente rochas de falha, os cataclasitos, as brechas, e rochas finas pulverizadas 
(gouge). 
 Na zona dúctil, que se inicia a partir de aproximadamente 15km de 
profundidade, a deformação ocorre por cominuição (diminuição de tamanho por 
“trituração” dos grãos) e associa-se a transformações metamórficas geradas a partir dos 
gradientes térmicos que variam entre 250º-300º C. Nesta zona são gerados os milonitos. 
O modelo de Wise et al. (1984) relaciona a taxa de deformação das rochas com a 
taxa de recuperação dos elementos de trama que compõem as mesmas (Fig.20). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 19 - Modelo de Sibson (1977) para a geração de diferentes tipos de rochas em distintos 
níveis crustais. 
 
 
A classificação apresentada por Wise et al (1984) deve ser observada com 
detalhe. Trata-se de uma proposta relativamente antiga, mas que continua sendo única 
no sentido de relacionar a taxa de deformação com a capacidade da rocha de se 
recristalizar (taxa de recuperação), sendo, portanto bastante útil para se entender as 
possíveis transformações estruturais e de trama metamórfica no contexto das zonas de 
cisalhamento. A proposta trabalha com os diferentes tipos de mecanismos de 
recuperação dos cristais diante da deformação: (1) diffusion creep e deslocamento entre 
bordas de grãos; (2) migração de borda de grãos; (3) crescimento de cristais novos; (4) 
desenvolvimento de trama orientada de grãos minerais; (5) aumento da pressão de 
 23
solução por diminuição no tamanho dos grãos e abertura de espaços; e (6) 
enfraquecimento hidrolítico (“entrada de água”) dos minerais por difusão de água. 
 
 
 
 
 
Fig. 20 – Os vários tipos de rochas gerados em diferentes condições de pressão e temperatura. 
Os campos relativos aos tipos litológicos podem variar de acordo com as condições de 
temperatura, stress deviatório, mineralogia e nível crustal (modificado de Wise et al., 1984). 
 
 
 Sugerimos aos estudantes que façam as leituras complementares, escolhendo nas 
referências sugeridas pelo menos um livro texto e alguns artigos. O assunto é vasto e 
extremamente importante para o entendimento básico da Geologia Estrutural. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 24
Literatura de Apoio 
Livros Textos: 
Costa, J.B.S.; Hasui, Y; Pinheiro, R.V.L.- 1992 – Bacias Sedimentares. Ed. da UFPA, 106p. 
Davis, G. H. & Reynolds S. J. - Structural Geology of Rocks and Regions. John Wiley & Sons, 
Segunda Edição, 1996. 
Ghosh, S.K. Structural Geology, Fundamentals and Modern Developments, Pergamon 
Press,1993. 
Hancock, P.L. - 1994 - Continental Deformation. Pergamon Press. 421p. 
Hasui, Y. & Costa, J.B.S. – 1991- Zonas e Cinturões de Cisalhamento, UFPa. 
Hasui, Y. & Mioto, J.A. – 1992 - Geologia Estrutural Aplicada. ABGE. 
Hobbs, B.E, ; Means, W.D. & Williams, P.F. John, W. & Sons, 1976, 
Passchier, C.W; Myers, J.S. & Kroner, A. - Geologia de Campo de Terrenos Gnáissicos de Alto 
Grau. EDUSP, 1990. 
Price, N.J. & Cosgrove, J.W. - 1994 - Analysis of Geological Structures. Cambridge University 
Press, 502p. 
Price, N.J. & Cosgrove, J.W. - Analysis of Geological Structures. Cambridge University Press, 
Segunda Edição, 1994. 
Ramsay, J. G. & Huber, M.I. - The Techniques of Modern Structural Geology Vol. 1: Strain 
Analysis. Academic Press,1989, Quarta Edição. 
Ramsay, J. G. & Huber, M.I. - The Techniques of Modern Structural Geology Vol. 2. Folds and 
Fractures. Academic Press, 1987, Terceira Edição. 
Twiss, R. J. & Moores, E.M. -1992 - Structural Geology. W.H.Freeman and Company, New 
York. 
 
Artigos em Periódicos: 
Harland, W.B. - 1971 - Tectonic transpression in Caledonian Spitsbergen. Geological 
Magazine, 108(1), 27-42. 
Carreras, J. - 1977 – Shear zones in foliated rocks: geometry and kinematicas. In: Ghosh, S.K. 
Structural Geology, Fundamentals and Modern Developments, Perg. Press,1993.p.185-217. 
Holdsworth, R.E.; Strachan, R.A. & Dewey, J.F. – 1998 - Continental Transpressional and 
Transtensional Tectonics. Geological Soc. Special Publication n. 135. 
Jones, R.R. & Tanner, P.W.G. - 1995 - Strain partitioning in transpressional zones. Journal of 
Structural Geology, 17(6), 793-802. 
Krantz, R.W. - 1995 - The transpressional strain model applied to strike-slip, oblique-
convergent and divergent deformation. Journal of Structural Geology, 17(8), 1125-1137. 
Mccoss, A.M. - 1986 - Simple constructions for deformation in transpression/transtension 
zones. Journal of Structural Geology, 8(6), 715-718. 
Robin, P.Y.F. & Cruden, A.R. - 1994 - Strain and vorticity patterns in ideally ductile 
transpression zones. Journal of Structural Geology, 16(4), 447-466. 
Sanderson, D.J. & Marchini, W.R.D. - 1984 - Transpression. J.of Struct.Geol.6(5), 449-478. 
Sibson, 1977 – Fault rock and fault mechanisms. Journal of the Geological Society, 133 (3), 
p.191-214. 
Simpson,C. – 1986 –Determination of movement sense in mylonites. Journal of Geological 
Education, v.34, p.246-261. 
Tikoff, B. e Fossen, H. -1999 – Three-dimentional reference deformations and strain fácies. 
Storti, F.; Holdsworth, R.E. E Salvini, F. – 2003 – Intraplate Strike-slip Deformation Belts. 
Geological Soc. Special Publication n. 210. 
Teyssier, C.; Tikoff, B. e Markley, M., 1995. Oblique plate motion and continental tectonics. 
Geology, 23 (5), 447-450 
Tikoff, B. & Teyssier, C. - 1994 - Strain modeling of displacement-field partitioning in 
transpressional orogens. Journal of Structural Geology 16(11), 1575-1588. 
 
	DISCIPLINA: GEOLOGIA APLICADA À MINERAÇÃO
	CONTINUAÇÃO DO 
	CAPÍTULO 2. ELEMENTOS DE GEOLOGIA ESTRUTURAL
	Teyssier, C.; Tikoff, B. e Markley, M., 1995. Oblique plate motion and continental tectonics. Geology, 23 (5), 447-450
	Tikoff,B. & Teyssier, C. - 1994 - Strain modeling of displacement-field partitioning in transpressional orogens. Journal of Structural Geology 16(11), 1575-1588.