A foliação associada com a fase D₃ tem atitude média 223/66 , tendendo sempre à subverticalidade ( figura 4.31a ). Foi desenvolvida sob regime de baixo grau metamórfico. Nas zonas de maior deformação, apresenta-se como uma foliação S-C, onde os ângulos entre as superfícies S e C são pequenos, aumentando à medida que diminui a intensidade da deformação (figuras 4.32 a , b, c e d ). Como consequência, geraram-se lentes assimétricas com tamanhos variados, milimétricos a métricos, onde a foliação S₂ acha-se mais ou menos preservada, ou totalmente transposta. Neste caso, no plano XZ ( seções paralelas à Le₃ e perpendiculares à S₃ ) só se observa a foliação S₃ acompanhada de fitas de quartzo policristalino assimétricas, enquanto que no plano YZ (seções perpendiculares à Le₃ e S₃ ) ocorrem dobras isoclinais, em cujas charneiras S₂ está preservada.

Nos ortoquartzitos, S₃ apresenta-se como um bandamento milonítico, marcado por bandas de ultramilonitos que lembram chert. Nos granitos desenvolve zonas miloníticas (figuras 4.33 e 4.34) e foliações S-C.

S₃ é acompanhada de uma lineação de estiramento subhorizontal Le₃ (figura 4.35), paralela à uma lineação mineral Lm₃, ambas mostrando caimento 295/16 na zona de cisalhamento da Bocaina, e 348/08 em zonas de cisalhamento no interior do Grupo Araxá (figuras 4.31 b e c). Os diversos indicadores cinemáticos associados em sua maioria mostram movimentos sinistrais (figuras 4.32, 4.33 e 4.34).

As dobras geradas durante D₃ podem ser de dois tipos. As mais abundantes têm linhas de charneiras subhorizontais, com caimento 299/16 , e superfícies axiais subverticais paralelas à S₃ (figura 4.31 d e e). Mostram uma morfologia em Z olhando-se para NW e vergência para NE (figura 4.36), e morfologia em S no plano horizontal. Desenvolvem-se desde a escala macroscópica até a microscópica (figuras 4.37 a e b e 4.38 a e b) e suas charneiras paralelizam-se à Le₃ . O leve caimento para WNW das charneiras destas dobras e seus pequenos ângulos interflancos, com superfícies envoltórias mergulhantes para NE, geraram situações em que ora as rochas do Grupo Ibiá ora as do grupo Canastra afloram em sinformas e antiformas alongadas (figuras 4.38 a e b, e anexo II) paralelizadas à zona principal da falha da Bocaina. Em algumas dobras, verificou-se a presença de clivagens oblíquas às linhas de charneiras o que configura típicas dobras transectas (figura 4.39 a e b). Também ocorrem dobras intrafoliais, com eixos subverticais e superfícies axiais paralelizadas à S₃ nas zonas de maior deformação, que algumas vezes servem como indicadores cinemáticos (figura 4.40).

Algumas estruturas geradas na transição dúctil-rúptil foram associadas ao desenvolvimento das zonas de cisalhamento transcorrentes D₃. As mais abundantes são zonas de cisalhamento estreitas com cinemática dextral, que cortam todas as litologias da região. A S₃ é defletida para dentro destas zonas de cisalhamento (figura 4.41), quando têm caráter mais dúctil. Quando são mais rúpteis, apresentam típica clivagem espaçada anastomosada, em cujos planos observam-se estrias subhorizontais, que também indicam movimentos dextrais (figura 4.42) e zonas de cataclasitos. Estas zonas de cisalhamento podem representar falhas antitéticas. Fraturas sintéticas, rúpteis, também foram encontradas ao longo da falha da Bocaina (figura 4.43). Falhas reversas dúcteis-rúpteis, subhorizontais, associadas à dobras assimétricas, cortam as estruturas anteriores (figuras 4.44). Por fim, ondulações suaves das dobras F₃, crenulações e kinks que dobram S₃, podem representar os estágios finais de evolução da fase deformacional D₃.

A principal estrutura D₃ é a falha transcorrente da Bocaina (figura 4.45) que representa um conjunto de zonas de cisalhamento subverticais, anastomosadas, cuja largura média é de 10 Km, correspondendo à continuidade do sistema de cisalhamento Campos Altos - Lagoa da Prata (Magalhães, 1989).

Em suas bordas, a deformação é atenuada, encontrando-se zonas de cisalhamento cada vez mais estreitas. A zona principal ramifica-se lateralmente, compondo zonas de cisalhamento menos espessas, cujos traços em mapa são defletidos para N (anexo - I). Quando afetadas por estas zonas de cisalhamento, as estruturas D₂ podem rotacionar, tendendo a se paralelizar às mesmas. Isto fica claro, principalmente, quando se observa o padrão de distribuição das lineações L₂ em mapa. A falha desenvolveu-se preferencialmente ao longo do contato entre os Grupos Ibiá e Canastra, envolvendo neste último espessas camadas de quartzitos e no primeiro de calcifilitos. Os processos erosivos diferenciais entre estas unidades permitiram que parte da zona de cisalhamento fosse preservada como um conjunto de cristas topograficamente elevadas.

Uma questão interessante na evolução desta falha é a coexistência de estruturas dúcteis e rúpteis (figura 4.46). Verifica-se que dobras e bandas de ultramilonitos são cortadas por estruturas rúpteis como falhas reversas, e que as dobras transectas foram cortadas por clivagem oblíqua, que parece ser posterior à geração das mesmas. Ao mesmo tempo, fraturas distensivas, preenchidas por quartzo e rotacionadas (tension gashes) indicam a existência de uma transição nos campos deformacionais.

Poder-se–ia, a princípio, pensar na transição rúptil-dúctil (Hobbs et al., 1976) onde fraturas distensivas apresentam rotação e deformação dúctil. Mas cabe do mesmo modo a ressalva levantada por Ramsay (1980), que alerta para o fato de que a história da deformação dúctil pode ter ocorrido em tempo diferente daquele da deformação rúptil. Para a falha da Bocaina imagina-se um modelo evolutivo no qual os grandes dobramentos e as zonas de ultramilonitos tenham se desenvolvido num contexto preferencialmente dúctil. Esta situação modificou-se gradualmente alcançando a transição dúctil-rúptil, marcada pelas tension gashes, possivelmente durante o soerguimento final do orógeno, até atingir campos rúpteis, quando se desenvolveram falhas que deslocam as estruturas dúcteis. O esquema teórico do cisalhamento simples responsável pela evolução desta zona de falha pode ser comparado ao apresentado por Woodcook e Schubert (1994), verificando-se a existência de rotações de estruturas e a passagem de domínios dúcteis para rúpteis (figura 4.46).

A relação de corte entre os planos S₂ e S₃ gera uma lineação de interseção com atitude média 295/14 (figura 4.47). Esta lineação é paralela às charneiras F₃ e à Le₃/Lm₃. A trama final é uma estrutura linear muito expressiva, bem marcada nos quartzitos do Grupo Canastra ao longo da Falha da Bocaina (figura 4.48). Embora a relação de corte das foliações pareça bem clara, nem sempre ela é nítida no campo, havendo situações em que a foliação subhorizontal S₂ parece se subverticalizar transicionalmente. Isto sugere um ajuste geométrico de S₂ em direção à atitudes S₃, durante D₃, uma vez que esta fase efetivamente é mais nova que D₂, pois não foi encontrada nenhuma estrutura D₂ que afetasse ou fosse contemporânea à D₃.