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UUnniivveerrssiiddaaddee ddee SSããoo PPaauulloo IInnssttiittuuttoo ddee GGeeoocciiêênncciiaass DDeeppaarrttaammeennttoo ddee MMiinneerraallooggiiaa ee GGeeootteeccttôônniiccaa GMG 332 PETROLOGIA METAMÓRFICA 2002 NNoottaass ddee AAuullaass VVeerrssããoo PPrreelliimmiinnaarr Prof. Dr. Caetano Juliani Prof. Dr. Gergely Andres Szabó Colaboração: Thatyana Benevides MSc. Fernando Camargo Freitas Prof. Dra. Annabel Pérez Aguilar GMG 332 − PETROLOGIA METAMÓRFICA APRESENTAÇÃO Esta primeira versão da apostila é uma integração das notas de aulas do curso de Petrologia Metamórfica oferecido há alguns anos no IGUSP e, como poderá ser observado, alguns textos estão melhor desenvolvidos que outros e, faltam tópicos, principalmente sobre as rochas cataclásticas e carbonáticas puras e impuras. Acreditamos que muito ainda poderá ser feito em todos os tópicos, mais ainda em relação aos granulitos, migmatitos, geotermobarometria, texturas e estruturas, o que deverá ocorrer no futuro, uma vez que os textos estão em elaboração e mudanças mais ou menos contínuas. Alguns outros textos sobre tópicos específicos do metamorfismo, como o limite diagênese−metamorfismo, aplicações práticas de termobarometria, metassomatismo e UHP já se encontram em fase de redação. Alguns conceitos dos autores são, até certo ponto, propostas novas, algumas das quais ainda não totalmente consolidadas. Por este motivo, solicitamos a gentileza da citação da fonte quando do uso deste texto. Contribuições, discussões, correções e opiniões são muito bem vindas e podem ser encaminhadas a qualquer um dos autores, mas, preferencialmente ao Prof. Caetano, no endereço eletrônico citado abaixo. Por fim, dedicamos este texto a todos aqueles que, por acreditarem no ensino e na sua qualidade sobretudo, e numa universidade pluralista e não produtivista, não se conformam e nem se calam nos momentos de defesa da Universidade Pública, da profissão de geologia e dos colegas, apesar da estrutura, por vezes, autoritária das universidades e do país. Mas, sobretudo, dedicamos este texto aos alunos do curso de geologia da USP que desejam ser geólogos e que, por isto, não acreditam nos “cursos casas bahia”. Caetano Gergely Thatyana Fernando Annabel Contribuições, críticas e correções: Dr. Caetano Juliani Departamento de Mineralogia e Geotectônica Instituto de Geociências Universidade de São Paulo Rua do Lago, 562 São Paulo − São Paulo cjuliani@usp.br Prof. Dr. Caetano Juliani Professor Doutor pelo IGUSP, formado pela UNESP em 1980. É responsável pelo curso GMG 332 − Petrologia Metamórfica desde 1998, no qual iniciou sua participação em 1992. Desenvolve pesquisas sobre petrologia metamórfica, geotermobarometria, evolução crustal, vulcanismo, interação fluido-rocha e mineralizações em projetos em São Paulo, Minas Gerais, Goiás e Amazônia. Orienta ainda estudos de petrologia metamórfica nos Andes Centrais da Colômbia. Prof. Dr. Gergely Andres Julio Szabó Geólogo, Universidade Estadual Paulista Júlio de Mesquita Filho, UNESP, IGCE-Rio Claro, 1981, Mestre em Mineralogia e Petrologia, Instituto de Geociências, USP, 1989 e Doutor em Mineralogia e Petrologia, Instituto de Geociências, USP, 1996. Docente do IGUSP desde 1983, dedica-se ao ensino de Petrologia Metamórfica há vários anos. Suas pesquisas estão voltadas para a geologia de terrenos pré- cambrianos e petrologia das rochas metamórficas, com destaque para as rochas máficas-ultramáficas de cinturões vulcano-sedimentares tipo greenstone belt e a gênese de depósitos de talco e serpentinitos. MSc. Thatyana Benevides Formada no IGUSP em 2000, Mestranda da Fapesp em estudos metamórficos e geotermobarométricos no segmento central do Grupo Dom Silvério, MG, em finalização. Tem iniciado estudos sobre a termodinâmica da granada para definição de trajetórias metamórficas. É também monitora voluntária na disciplina GMG 332. Dr. Fernando Camargo Freitas Formado pelo IGUSP em 1997, fez seu mestrado sobre a evolução geotermobarométricas e tectônicas de terrenos granulíticos da região de Socorro, com modelagem da trajetória P-T-t-d e dos eventos magmáticos associados a zonas de cisalhamento. Atualmente estuda a evolução metamórfica e a geotermobarometria da região do Tapajós, PA, com enfoque para evolução geotectônica. É também bolsita PAE na disciplina GMG 332. Dra. Annabel Pérez Aguilar Formada pelo IGUSP em 1993. Obteve os títulos de Mestre e de Doutora pelo IGUSP, com especialização no metamorfismo de rochas hidrotermalizadas. Estuda rochas do Grupo Serra do Itaberaba, com detalhamento das texturas, estruturas e mineralogia metamórficas, além de balanços de massa, isótopos estáveis e geotermobarometria. Atualmente é professora temporária no IGUSP, e atua como Profa auxiliar na disciplina GMG 332. SUMÁRIO A. CONCEITOS BÁSICOS INTRODUÇÃO ............................................................................................................................ 1 1 DEFINIÇÃO E ESCOPO .......................................................................................................... 2 2 LIMITES FÍSICOS DO METAMORFISMO ............................................................................... 3 3 FATORES QUE CONDICIONAM O METAMORFISMO .......................................................... 4 3.1 Temperatura (temperature) ................................................................................ 5 3.2 Pressão (pressure) ............................................................................................. 6 3.2.1 Pressão litostática (lithostatic pressure) ...................................................... 6 3.2.2 Pressão dirigida (stress or directed pressure) ............................................ 6 3.2.3 Pressão de fluidos (fluid pressure) .............................................................. 8 3.3 O tempo (time) .................................................................................................. 10 3.4 Taxa de reação (reaction rate) e equilíbrio meta-estável (meta-stable equilibria) 12 3.5 Taxas de nucleação (reaction rate) e de crescimento dos minerais (growth rate) 13 3.6 Composição química da rocha (whole rock chemical composition) ................. 15 3.7 Interação fluido−rocha (fluid-rock interaction) ................................................... 17 4 TRAJETÓRIAS METAMÓRFICAS PRESSÃO−TEMPERATURA−TEMPO−DEFORMAÇÃO (P-T-t-d) (P-T-t-d metamorphic paths) ....................................................................................... 17 5 REAÇÕES METAMÓRFICAS (metamorphic reactions) ........................................................ 19 5.1 Transformações polimórficas ............................................................................ 19 5.2 Mudança da ordem cristalina ............................................................................ 19 5.3 Miscibilidade e imiscibilidade ............................................................................ 20 5.4 Sólido + sólido sem liberação de gás ............................................................... 20 5.5 Sólido + sólido com liberação de gás ............................................................... 21 5.6 Sólido + fluido com produtos sólidos e liberação de gás .................................. 21 5.7 De devolatização .............................................................................................. 22 5.8 De oxi-redução com liberação de gás .............................................................. 23 6 ESTRUTURAS METAMÓRFICAS (metamorphicstructures) ................................................ 23 7 TEXTURAS METAMÓRFICAS (metamorphic textures) ........................................................ 24 8 GRANULAÇÃO DOS MINERAIS METAMÓRFICOS (metamorphic grain-size) .................... 26 9 FORMA DOS CRISTAIS METAMÓRFICOS (metamorphic crystal morphology) .................. 27 10 VARIAÇÃO NA INTENSIDADE DO METAMORFISMO ...................................................... 28 10.1 FÁCIES METAMÓRFICAS ............................................................................................... 29 10.2 GRAU METAMÓRFICO .................................................................................................... 33 10.3 SÉRIES FACIAIS DE METAMORFISMO ......................................................................... 34 B. TIPOS DE METAMORFISMO E AMBIENTES GEOLÓGICOS DE FORMAÇÃO INTRODUÇÃO .......................................................................................................................... 36 1 TIPOS DE METAMORFISMO ................................................................................................ 36 1.1 Fator metamórfico predominante ...................................................................... 36 1.1.1 Metamorfismo termal (thermal metamorphism) .........................................36 1.1.2 Metamorfismo dinâmico (dynamic metamorphism) .................................. 36 1.1.3 Metamorfismo dinamotermal (dynamothermal metamorphism) ................ 37 1.2 Ambiente geológico .......................................................................................... 38 1.2.1 De Expressão Local .................................................................................. 38 1.2.2 Regional .................................................................................................... 41 1.2.3 Ambiente tectônico .................................................................................... 45 C. CLASSIFICAÇÃO E NOMENCLATURA DAS ROCHAS METAMÓRFICAS INTRODUÇÃO .......................................................................................................................... 47 1 CLASSIFICAÇÃO BASEADA NO PROTOLITO .................................................................... 47 2 CLASSIFICAÇÃO ESTRUTURAL .......................................................................................... 50 3 CLASSIFICAÇÃO MINERALÓGICA ...................................................................................... 52 4 CLASSIFICAÇÃO QUÍMICA .................................................................................................. 54 5 CLASSIFICAÇÃO GENÉTICA ............................................................................................... 55 6 NOMENCLATURA DAS ROCHAS METAMÓRFICA ............................................................. 56 D. CONCEITOS FUNDAMENTAIS DE TERMODINÂMICA APLICADA À GEOTERMOBAROMETRIA INTRODUÇÃO .......................................................................................................................... 59 1 PRINCÍPIOS DE GEOTERMOBAROMETRIA ....................................................................... 59 E. METAPELITOS INTRODUÇÃO .......................................................................................................................... 67 1 SISTEMA QUÍMICO ............................................................................................................... 67 2 DIAGRAMA ABFM ................................................................................................................. 68 3 DIAGRAMA ACF .................................................................................................................... 73 4 DIAGRAMA A’KF ................................................................................................................... 73 5 O SISTEMA KFMASH (K2O–FeO–MgO–Al2O3–SiO2–H2O) ................................................... 75 6 O SISTEMA FMAS (FeO–MgO–Al2O3–SiO2) ......................................................................... 76 7 O SISTEMA KFMAS (FeO–MgO–Al2O3–SiO2) ...................................................................... 78 8 O SISTEMA CKNASH (CaO–K2O–Na2O–Al2O3–SiO2–H2O) ................................................. 79 8.1 Sub-sistema KNASH (K2O–Na2O–Al2O3–SiO2–H2O) ....................................... 81 8.2 Sub-sistema CNASH (CaO–Na2O–Al2O3–SiO2–K2O–H2O) .............................. 83 9 CARACTERIZAÇÃO DAS FÁCIES METAMÓRFICAS EM METAPELITOS ......................... 84 9.1 Pressão Intermediária (Barrowiano) ................................................................. 84 9.1.1 Fácies dos xistos verdes (grau metamórfico baixo) .................................. 84 9.1.2 Fácies anfibolito (grau metamórfico médio) .............................................. 84 9.1.3 Grau metamórfico alto ............................................................................... 85 9.2 Baixa pressão (Abukuma) ................................................................................ 85 10 REAÇÕES METAMÓRFICAS NA PROGRESSÃO DO METAMORFISMO ........................ 85 10.1 Pressões intermediárias ..................................................................................86 10.1.1 Limite diagênese–baixo grau .................................................................. 86 10.1.2 Início do metamorfismo ........................................................................... 86 10.1.3 Zona da clorita ........................................................................................ 86 10.1.4 Zona da biotita ........................................................................................ 87 10.1.5 Zona da granada ..................................................................................... 87 10.1.6 Zona da estaurolita ................................................................................. 87 10.1.7 Zona da cianita ........................................................................................ 88 10.1.8 Zona da sillimanita ................................................................................. 88 10.1.9 Zona do feldspato potássico ................................................................... 88 10.1.10 Zona dos migmatitos ............................................................................. 88 10.1.11 Zona do hiperstênio .............................................................................. 89 10.2 Pressões baixas ............................................................................................. 89 10.2.1 Formação de cordierita ........................................................................... 89 10.2.2 Formação de andalusita .......................................................................... 89 10.3 Pressões altas ( Fácies xisto azul e eclogito) ................................................. 90 F. METAMORFISMO DE ROCHAS BÁSICAS (MÁFICAS) INTRODUÇÃO .......................................................................................................................... 91 1 PROTÓLITOS ........................................................................................................................ 91 1.1 Básico X Máfico: revisão dos conceitos (classificação química X petrográfica) 91 1.1.1 Principais tipos de rochas básicas / máficas ............................................. 91 1.1.2 Características gerais dos protólitos ......................................................... 92 2 REPRESENTAÇÃO DAS PARAGÊNESES / PRINCIPAIS MINERAIS (RELAÇÕES QUEMOGRÁFICAS) ................................................................................................................. 93 3 MINERALOGIA METAMÓRFICA........................................................................................... 93 4 MEMBROS FINAIS E SÍTIOS OCUPACIONAIS DOS ANFIBÓLIOS .................................... 95 5 METAMORFISMO .................................................................................................................. 97 5.1 Baixo Grau (Fácies Zeólita e Prehnita–Pumpellyita, ou Fácies Sub–Xisto Verde) 97 5.1.1 Fácies zeólita ................................................................................................................... 97 5.1.2 Fácies prehnita--pumpellyita ..................................................................... 98 5.2 Pressão Intermediária (Fácies Xisto Verde a Anfibolito) .............................. 99 5.2.1 Fácies xisto verde ................................................................................... 102 5.2.2 Fácies anfibolito ...................................................................................... 102 5.3 Metamorfismo de Alta T (Fácies Granulito) .................................................... 104 5.4 Metamorfismo de Alta P: Fácies Xisto Azul e Eclogito ................................... 104 5.4.1 Fácies xisto azul ...................................................................................... 104 5.4.2 Fácies eclogito ........................................................................................ 105 G. METAMORFISMO DE ROCHAS ULTRAMÁFICAS / ULTRABÁSICAS INTRODUÇÃO ........................................................................................................................ 106 1 ORIGEM DAS ROCHAS ULTRAMÁFICAS/ULTRABÁSICAS NA CROSTA DA TERRA .... 106 1.1 Mantélicos ....................................................................................................... 106 1.2 Cumuláticos .................................................................................................... 106 1.3 Vulcânicos ...................................................................................................... 106 2 SISTEMAS QUÍMICOS ........................................................................................................ 108 3 PRINCIPAIS MINERAIS METAMÓRFICOS ........................................................................ 108 3.1 Sistema MSH .................................................................................................. 108 3.2 Sistema CMSH ............................................................................................... 109 3.3 Sistema MASH / CMASH ............................................................................... 109 3.4 Sistema NCMASH .......................................................................................... 109 4 PRINCIPAIS REAÇÕES METAMÓRFICAS ........................................................................ 109 5 PRINCIPAIS DIAGRAMAS PARA REPRESENTAR AS RELAÇÕES DE FASE ................. 109 5.1 Sistema MSH .................................................................................................. 109 5.2 Sistema CMSH ............................................................................................... 110 5.3 Sistemas AMSH e CMASH ............................................................................. 110 5.4 Sistema NCMASH .......................................................................................... 111 H. GRANULITOS INTRODUÇÃO ........................................................................................................................ 121 1 DEFINIÇÃO .......................................................................................................................... 121 2 CONDIÇÕES DE FORMAÇÃO ............................................................................................ 122 3 DISTRIBUIÇÃO NA CROSTA, IDADES E TIPOS DE OCORRÊNCIAS ............................. 122 4 PARAGÊNESES DIAGNÓSTICAS ...................................................................................... 123 5 A PASSAGEM DA FÁCIES ANFIBOLITO PARA GRANULITO ........................................... 123 6 A TRANSIÇÃO ENTRE AS FÁCIES GRANULITO E ECLOGITO ....................................... 124 7 NOMENCLATURA ............................................................................................................... 125 8 TIPOS DE GRANULITOS BÁSICOS ................................................................................... 127 8.1 De baixa pressão (low pressure) .................................................................... 127 8.2 De pressão média (intermediate pressure) ou piroxênio granulitos ............... 127 8.3 De pressão alta (high pressure) ou granada granulito ................................... 127 9 REAÇÕES METAMÓRFICAS .............................................................................................. 127 9.1 Rochas básicas .............................................................................................. 127 9.2 Rochas metapelíticas ........................................................................................ 127 10 SISTEMAS QUÍMICOS .................................................................................................... 128 11 MODELOS GENÉTICOS ................................................................................................... 128 I. MIGMATITOS INTRODUÇÃO ........................................................................................................................ 131 1 DEFINIÇÃO .......................................................................................................................... 131 2 SISTEMA QUÍMICO ............................................................................................................. 132 3 ESTRUTURAS MACROSCÓPICAS .................................................................................... 132 4 IMPORTÂNCIA DO ESTUDO DOS MIGMATITOS ............................................................. 135 J. ESTRUTURAS METAMÓRFICAS PRINCIPAIS ESTRUTURAS METAMÓRFICAS ..................................................................... 136 K. TEXTURAS METAMÓRFICAS PRINCIPAIS TEXTURAS METAMÓRFICAS .......................................................................... 149 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ........................................................................................ 170 Tabela 1. Abreviações dos nomes dos principais minerais metamórficos, modificado de Kretz (1983) e Spear (1998). Ab Albita (albite) Acm Acmita (acmite) Act Actinolita (actinolite) Adr Andradita (andradite) Ads Andesina (andesine) Alm Almandina (almandine) Aln Allanita (allanite) Amp Anfibólio (amphibole) An Anortita (anorthite) And Andalusita (andalusite) Ank Ankerita (ankerite) Anl Analcima (analcime) Ann Annita (annite) Ap Apatita (apatite) Apy Arsenopirita (arsenopyrite) Arg Aragonita (aragonite) As Aluminossilicato (aluminosilicate) Atg Antigorita (antigorite) Ath Antofilita (anthophyllite) Aug Augita (augite) Brc Brucita (brucite) Bt Biotita (biotite) Cae Coesita (coesite) Cal Calcita (calcite) Cam Clinoanfibólio cálcico (Ca-clinoamphibole) Cen Clinoenstatita (clinoenstatite) Cfs Clinoferrossilita (clinoferrosilite) Chl Clorita (chlorite) Chu Clinohumita (clinohumite) Cld Cloritóide (chloritoid) Cpx Clinopiroxênio cálcico (Ca-clinopyroxene) Cpy Calcopirita (chalcopirite) Crd Cordierita (cordierite) Cro Crossita (crossite) Crm Cromita (cromite) Crn Corindon (corundum) Crs Cristobalita (cristobalite) Ctl Crisotila (chrysotile) Cum Cummingtonita (cummingtonite) Czo Clinosoizita (clinozoisite) Di Diopsídio (diopside) Dia Diásporo (diaspore)Dmd Diamante (diamond) Dol Dolomita (dolomite) Eck Eckermanita (eckermanite) Ed Edenita (edenite) En Enstatita (enstatite) Ep Epidoto (epidote) Fa Fayalita (fayalite) Fac Ferroactinolita (ferroactinolite) Fed Ferroedenita (ferroedenite) Fl Fluorita (fluorite) Fo Forsterita (forsterite) Fs Ferrossilita (ferrosilite) Fts Ferrotschermakita (ferrotschermakite) Ga Galena (galena) Ged Gedrita (gedrite) Gln Glaucofânio (glaucophane) Gr Grafita (graphite) Grs Grossularita (grossularite) Grt Granada (garnet) Gru Grunerita (grunerite) Hbl Hornblenda (hornblende) Hc Hercinita (hercynite) Hd Hedenbergita (hedenbergite) Hem Hematita (hematite) Hs Hastingsita (hastingsite) Hul Heulandita (heulandite) Ill Illita (illite) Ilm Ilmentita (ilmenite) Jd Jadeíta (jadeite) Kfs Feldspato potássico (K-feldspar) Kln Caolinita (kaolinite) Krn Kornerupina (kornerupine) Ky Cianita (kyanite) Lab Labradorita (labradorite) Liq Líquido (liquid, silicate melt) Lmt Laumontita (laumontite) Lws Lawsonita (lawsonite) Lz Lizardita (lizardite) Mc Microclínio (microcline) Mgs Magnesita (magnesite) Mnt Montmorillonita (montmorillonite) Mnz Monazita (monazite) Mrb Magnesioriebeckita (magnesioriebeckite) Mrg margarita (margarite) Ms Muscovita (muscovite) Ntr Natrolita (natrolite) Oam Ortoanfibólio (orthoamphibole) Ol Olivina (olivine) Olg Oligoclásio (oligoclase) Omp Onfacita (omphacite) Opx Ortopiroxênio (orthopyroxene) Or Ortoclásio (orthoclase) Osm Osumilita (osumilite) Pen Protoenstatita (protoenstatite) Per Periclásio (periclase) Pg Paragonita (paragonite) Pgt Pigeonita (pigeonite) Phe Fengita (phengite) Phl Flogopita (phlogopite) Pl Plagioclásio (plagioclase) Pmp Pumpellyta (pumpellyite) Po Pirrotita (pyrrhotite) Prg Pargasita (pargasite) Prh Prehnita (prehnite) Prl Pirofilita (pyrophyllite) Prp Piropo (pyrope) Py Pirita (pyrite) Qtz Quartzo (quartz) Rbk Riebeckita (riebeckite) Rt Rutilo (rutile) Sa Sanidina (sanidine) Scp Escapolita (scapolite) Sd Siderita (siderite) Sil Sillimanita (sillimanite) Spa Esfalerita (sphalerite) Spl Espinélio (spinel) Spn Titanita (sphene) Spr Safirina (sapphirine) Sps Espessartita (spessartine) Srp Serpentina (serpentine) St Estaurolita (staurolite) Stb Estilbita (stilbite) Sti Stishovita (stishovite) Stp Stilpnomelano (stipnomelane) Tlc Talco (talc) Tr Termolita (tremolite) Trd Tridimita (tridymite) Ts Tschermakita (tschermakite) Ttn Titanita (titanite) Tur Turmalina (tourmaline) Usp Ulvoespinélio (ulvospinel) Vsu Vesuvianita (vesuvianite) Wai Wairakita (wairakite) Wo Wollastonita (wollastonite) Wus Wustita (wustite) Zo Zoisita (zoisite) Zrn Zircão (zircon) A. CONCEITOS BÁSICOS Caetano Juliani INTRODUÇÃO O termo metamorfismo foi originalmente utilizado por James Hutton em 1785, no seu trabalho intitulado Theory of the Earth (Hutton, 1785), ao explicar a gradativa transformação, em estado sólido, de sedimentos para rochas recristalizadadas, com mudanças texturais e mineralógicas. Dentre os trabalhos pioneiros sobre o tema destaca-se também o de Charles Lyell (Lyell, 1830), em sua obra Principles of Geology, de grande influência na formação dos primeiros geólogos. A petrologia metamórfica tem como principal objetivo o estudo da evolução da crosta terrestre, baseada na mineralogia, composição química dos minerais, seqüência de cristalização, texturas, estruturas e nas relíquias ígneas e sedimentares das rochas metamórficas. As rochas metamórficas estão amplamente distribuídas na crosta continental, compondo, juntamente com as rochas ígneas, cinturões orogenéticos de idades que variam do Arqueano ao Quaternário. Também estão presentes na crosta oceânica, nas proximidades de intrusões de rochas ígneas, ao longo de zonas de cisalhamento, em crateras de impacto de meteoritos, dentre outros ambientes geológicos. As rochas de cada um destes ambientes tem características mineralógicas, texturais e estruturais próprias, permitindo a interpretação de sua origem. O estudo das rochas metamórficas, entretanto, não restringe-se ao campo acadêmico, pois tem grandes aplicações na prospecção mineral, na identificação de riscos geológicos causados por atividades sismicas, de estabilidade de talude, de contaminação e remediação de poluição, especialmente de aquíferos subterrâneos, e na prospecção de um dos bens minerais mais críticos para sobrevivência da espécie humana nas próximas décadas, que é a água subterrânea. Para o estudo de rochas metamórficas são necessários bons conhecimentos em mapeamento, geologia estrutural nas escalas mega- meso- e microscópicas, petrologia ígnea, rochas e processos sedimentares, geocronologia, mineralogia macro- e microscópica e em cristaloquímica. Para análise dos equilíbrios metamórficos através da geotermobarometria, necessita-se ainda de domínio da termodinâmica e conhecimentos em computação são muito úteis. 1 DEFINIÇÃO E ESCOPO O conjunto de fenômenos geológicos que produzem transformações físico- químicas e rearranjos texturais e estruturais nas rochas sedimentares, ígneas, ou até mesmo metamórficas, são denominados de processos metamórficos. Estes processos são provocados principalmente por mudanças significativas na temperatura e na pressão nas quais as rochas originais (protolitos) foram geradas, e em deformação, que causam a recristalização dos minerais em estado sólido e o estabelecimento de novas texturas e estruturas. Assim, uma rocha sedimentar silto-argilosa, que tem seus minerais estáveis nas condições físico-químicas da superfície da crosta, ou próximas delas, que correspondem a temperaturas e pressões baixas e deformações inexistentes ou muito fracas, ao ser colocada em um ambiente de crustal mais profundo, será gradativamente aquecida e submetida a pressões mais elevadas e, dependendo do tipo do evento metamórfico, sofrerá deformações. Nestas condições não mais serão estáveis os argilo-minerais, que serão recristalizados em minerais estáveis nas novas condições, como as micas, e os minerais preexistentes e os neoformados poderão ser orientados preferencialmente segundo as foliações metamórficas, resultando em novas texturas e estruturas, muitas delas características dos processos metamórficos que as geram, resultando nas rochas metamórficas. A rigor os processos intempéricos, diagenéticos e hidrotermais de baixa temperatura são transformações metamórficas, mas, por definição, estes são excluídos do campo de estudo das rochas metamórficas. De modo análogo, os processos de formação de minérios metálicos e não metálicos de baixa e de alta temperatura não são incluídos no campo de estudo das rochas metamórficas. O metamorfismo pode ser considerado, em geral, como isoquímico, exceto para as fases fluidas, ou seja, não devem ocorrer mudanças significativas na composição química do metamorfito em relação ao protolito. Quando há mudanças sensíveis na na composição do produto metamórfico, com introdução ou remoção de compostos químicos distintos da água e de outros fluidos, o processo é chamado de metassomático. O metamorfismo pode também ser entendido como um conjunto de transformações que rearranjam, em escala atômica, os elementos químicos de uma rocha, resultando em recristalização em estado sólido, em presença de uma fase de vapor, devido a variações da temperatura, da pressão ou de sua composição química (Kornprobst, 1996). 2 LIMITES FÍSICOS DO METAMORFISMO A passagem da diagênese para rochas incipientemente metamorfisadas ocorre de modo gradual e somente pode ser identificada com base em estudos microscópicos, de difração de raios X, de reflectânciada matéria carbonosa, de microscopia eletrônica (SEM, HRTEM E AEM) e de microssonda eletrônica. Os produtos do início do metamorfismo, entretanto, são diferentes para cada tipo de rocha e ocorrem em temperaturas variando entre 150 e 300 oC. Em algumas rochas, como em arenitos e calcáreos muito puros, usualmente não são observadas mudanças texturais ou mineralógicas indicativas do início do metamorfismo, enquanto intercalações de evaporitos, argilitos, arcóseos, hialoclastitos, tufos e vulcânicas nas mesmas rochas encontrem metamorfisadas. Consequentemente, em rochas metamorfisadas em grau muito baixo, comumente há intercalações de rochas não metamórficas. A illita detrítica e diagenética dos sedimentos argilosos praticamente não possui camadas mistas, mas, com o aumento da pressão e da temperatura passa a haver uma gradativa transformação polimórfica do tipo 1Md para 2M, que gradativamente organiza-se segundo uma foliação, o que marca a substituição dos folhelhos e argilitos para filitos (Maxwell & Hower, 1967), definindo uma zona onde o processo é chamado de anquimetamorfismo (anchimetamorphism). Estas transformações se completam no início da zona de cristalização da biotita, que marca nitidamente o início do metamorfismo, o que caracteriza uma região crustal rasa chamada de epizona. Desta forma, um dos critérios utilizados para definição do início do metamorfismo é o grau de cristalinidade da illita (Fig. 1). Em temperaturas muito baixas a matéria orgânica presente nas rochas sedimentares passa por processos de destilação, em processo denominado maturação, que resulta sequencialmente na formação de carvão, matéria carbonosa e grafita. Estas passagens podem ser medidas pela reflectância da matéria orgânica (rank of coalification), que podem ser correlacionadas com o grau de cristalinidade da illita e com o início do metamorfismo (Teichmüller, 1987; Kish, 1987). Assim, o limite entre a diagênese e o metamorfismo é estabelecido pelo quase total desaparecimento dos argilo-minerais, entre 150 e 300 oC, que são transformados em micas, e da matéria orgânica, que é destilada, resultando em material carbonoso ou grafita, em temperaturas, respectivamente, mais baixas e mais altas. Em rochas hidratadas o aumento da temperatura poderá provocar a fusão total da rocha metamórfica, definindo o limite superior do metamorfismo, que pode variar de pouco mais de 650 a mais de 1100 oC. Entretanto, usualmente as rochas se fundem incongruentemente, fazendo com que haja um estágio intermediário entre as rochas metamórficas e ígneas, representadas pelos migmatitos, que são incluidos no conjunto das rochas metamórficas. FIGURA 1. Limites da diagênese, anquizona e epizona, baseado no grau de cristalinidade da illita, mostrando, à direita os difratrogramas dos picos [001] e [002] que indicam, respectivamente, o grau de cristalinidade e o conteúdo de Al, ambos função da temperatura de cristalização (Frizon de la Motte, 1985, em Kornprobst, 1996). À esquerda é mostrado o índice de cristalinidade (IC), definido pela razão [002]/[001] da illita, segundo (Kubler, 1984). A fusão parcial das rochas depende, além da temperatura, da pressão de água no sistema, da pressão total e da composição da rocha (Fig. 2), o que faz com que rochas graníticas ou leitos com composição próxima à da fusão mínima se fundam em temperaturas menores que os demais leitos e, muito menores que as composições básicas. Em geral, temperaturas altas o suficiente para fusão de rochas básicas raramente ocorrem na crosta. Em rochas anidras, o metamorfismo pode continuar até níveis de pressão e de temperatura muito altos, compatíveis com as condições de estabilidade do manto da terra. O limite mínimo para a pressão litostática durante o metamorfismo varia de valores próximos ao da pressão atmosférica até pressões compatíveis com o manto, em rochas portadoras de diamante. O primeiro caso observa-se exclusivamente em nas bordas de diques e sob derrames de rochas ígneas. No início do metamorfismo associado a zonas de subdução, a pressão geralmente situa-se acima de 2,5 − 3,0 kbar. FIGURA 2. Limites físicos do metamorfismo, onde (L) identifica o campo da diagênese, (G1) a fusão mínima granítica hidratada, (G2) a fusão mínima granítica anidra, (B1) a fusão de rochas básicas hidratadas, (B2) a fusão de rochas básicas anidras, (OT1) o início da fusão de olivina tholeiito hidratado, (OT2) a fusão total de olivina tholeiito, (P), o início da fusão de metapelitos, (C) o campo de formação de rochas com coesita, (D) o início de formação de microdiamantes e (EMC) a espessura máxima da crosta. Baseado em Wyllie & Turtle (1961), Yoder & Tilley (1962), Myashyro (1973) Bucher & Frey (1994) e Spear (1995). 3 FATORES QUE CONDICIONAM O METAMORFISMO O metamorfismo é causado por agentes externos à rocha, quais sejam: temperatura, pressão litostática, pressão dirigida, composição dos fluidos intersticiais, tempo de atuação dos processos, taxa das reações metamórficas e taxa de nucleação dos minerais. Também fundamental a composição química total da rocha, pois protolitos de composições diferenciadas, mesmo que levemente, quando submetidos a idênticas condições de P−T, podem resultar em diferentes tipos de metamorfitos. As principais características destes fatores são as seguintes: 3.1 Temperatura (temperature) A temperatura é o principal agente da transformação metamórfica, bem evidenciado pelo sugimento sequenciado das isógradas, que correspondem a superfícies internas à crosta, que ocorrem grosseiramente com linhas na superfície, onde a temperatura da rocha é aproximadamente a mesma, resultando em um metamorfismo em uma determinada intensidade, ou seja, do mesmo grau. A temperatura é expressa em graus Celsius (oC) ou Kelvin (oK), sendo que K= oC + 273,15). O suprimento de calor nos processos metamórficos é devido ao aumento gradativo da temperatura com a profundidade, ou seja, ao grau geotérmico, que varia de < 6 a 60 oC/km, com média ao redor de 30 oC/km (Fig. 2). Em zonas de subdução o grau geotérmico varia de 5 a cerca de 20 oC/km, em rifts continentais de 20 a 40 oC/km e em arcos magmáticos de 40 a 60 oC. Nos crátons o grau geotérmico varía de pouco menos de 10 a cerca de 15 oC/km e em zonas de expansão de assoalho oceânico em ofiolitos, especialmente nos complexos de diques, o grau geotérmico pode superar 180 oC/km. O aquecimento que transforma as rochas é basicamente controlado pela perda de energia do manto, em taxas que dependem do tipo da crosta, dos desequilíbrios térmicos no manto, com a formação de plumas, e dos litotipos da crosta que conduz o calor. Deve-se também à presença de corpos ígneos resfriando-se nas proximidades das rochas que estão sendo metamorfisadas, ao decaimento radioativo de elementos químicos e à penetração de fluidos hidrotermais, derivados da desidratação metamórfica de minerais, de fontes ígneas ou de águas conatas aquecidas. Com a exumação das rochas metamórficas há redução gradativa da temperatura, com conseqüentes reequilíbrios metamórficos, em processo denominado retrometamorfismo ou diaftorese. A condutividade térmica das rochas é geralmente baixa e varia em função do tipo e mineralogia da rocha, do processo de transmissão de energia (convectivo ou advectivo), da presença ou não de fluidos e das estruturas tectônicas. Devido à baixa conditividade das rochas, são necessários milhões de anos para que grande massas de rochas possam ser aquecidas e, portanto, metamorfisadas. 3.2 Pressão (pressure) A pressão é referida nos processos metamórficos em unidades de Pascal (usualmente em GPa) ou em bars (normalmente emkbar), onde 1 kbar = 0,1 Gpa = 986,92327 atm. Nos processos metamórficos a pressão varia enormemente, conforme pode ser visto na Fig. 2. Há três diferentes tipos de pressão que atuam na geração da rochas metamórficas, quais sejam: 3.2.1 Pressão litostática (lithostatic pressure) Desde os primórdios do estudo das rochas metamórficas, a temperatura foi considerada o fator causador do metamormos. Somente a partir de meados do século XX a pressão passou a ser considerada um fator importante para formação das rochas metamórficas, tanto da mineralogia como das texturas. Deve-se a Myashiro (1963), por exemplo, a dedução da forma dos campos de estabilidade dos polimorfos de Al2SiO5, com os limites definidos por um Y invertido, cuja transformação da andalusita para cianita é principalmente controlada pelo aumento da pressão total. A pressão litostática é análoga à pressão hidrostática, ou seja, atua com a mesma intensidade em todas as direções. O aumento da pressão litostática é produzido pela carga das rochas superpostas, causada pelo acúmulo de sedimentos e rochas vulcânicas em bacias sedimentares ou pela superposição de fatias tectônicas por cavalgamento ou dobramentos recumbentes, em zonas de encurtamento crustal. Uma vez que há contato direto entre os minerais que compõe as rochas e pela presença de fluidos nos poros, a variação da pressão pode ser considerada como geológicamente “instantânea”, ou seja, há um aumento ou redução contínua da pressão para cada unidade de massa colocada sobre ou removida das camadas superpostas. A redução da pressão ocorre devido ao soerguimento orogenético ou epirogenético e por zonas de cavalgamento, processos estes, acompanhados por intemperismo e erosão, que provocam a exumação da rochas metamórficas e, principalmente, dos cinturões orogenéticos. Com o aumento da pressão litostática há um aumento gradativo da densidade das rochas pela redução dos espaços intersticiais ou pela transformações dos minerais menos densos em outros mais densos. Na ausência ou na insaturação de fluido nos poros a carga é transmitida pelo contato entre os grãos da rocha. Para uma determinada profundidade, a pressão litostática é função da espessura e da densidade das rochas superpostas e, a título de exemplo, para resultar em aumento de 1 kbar, são necessários aproximadamente 3,9 km de espessura de rochas sedimentares ricas em argila, com quartzo subordinado, 3,8 km de rocha granítica, 3,4 km de basalto, 3,1 km de peridotito e 2,9 km de eclogito. Rochas metamórficas formadas em profundidades muito altas chegam a forma coesita, um polimorfo de SiO2 de alta pressão e até mesmo microdiamantes, em pressões litostáticas superiores a 40 kbar (Fig. 2). 3.2.2 Pressão dirigida (stress or directed pressure) A pressão dirigida, também denominada tensão dirigida (deviatoric stress), diferencia-se da pressão litostática por ser vetorial, ou seja, não age com a mesma intensidade em todas as direções. Por ser de intensidade relativamente bem menor que a anterior, não é significativa para transformação de fases minerais, mas é muito importante, por produzir texturas e estruturas metamórficas, como as foliações (dadas pelo arranjo aproximadamente isorientado dos minerais), pelo dobramento de superfícies (como o acamamento ou outras foliações metamórficas), pela rotação de porfiroblastos (cristais relativamente maiores que a matriz), cataclase dos minerais (quebra e moagem), etc. O conjunto das texturas e sua cronologia relativa são imprescindíveis ao estudo da evolução do metamorfismo em suas fases progressivas ou retrógradas. Devido à distorção e quebra dos retículos cristalinos, a pressão dirigida favorece muito as reações metamórficas e o reequilíbrio dos minerais nas novas condições, que, na falta da deformação, podem permanecer meta-estáveis, devido à lenta cinética química da maioria dos minerais. O estado da pressão dirigida, juntamente com a velocidade da deformação, é considerada ainda um importante fator para nucleação ou não e crescimento de minerais metamórficos. Localmente, e por tempo determinado, pode haver nas rochas uma “sobrepressão” tectônica, causada por diferenças na pressão dirigida 3.2.3 Pressão de fluidos (fluid pressure) Normalmente os interstícios entre os minerais das rochas são saturados em fluidos, que acabam submetidos uma pressão igual à pressão litostática, o que é chamado de pressão de fluidos. Uma vez que os fluidos podem migrar pelos poros, fissuras, fraturas e foliações, eles podem ser acrescentados ou removidos da rocha. O fluido mais abundante é o H2O, mas o CO2 pode ser uma fase importante em determinados tipos de metamorfismo e, subordinamente podem estar presentes O2, HF, SO2, HCl, NH4, CH3, etc. Este tipo de pressão é usualmente referida com Pf e é dada pela somatória da pressão parcial das diferentes fases fluidas presentes, ou seja, PFftotal = PH2O + PCO2 + PNH4 + PHF, PSO2, PCl, PS2, etc. Nem sempre a pressão de fluidos é igual à pressão total a qual a rocha está submetida (Pf = Pt) pois, se houver condutividade hidráulica relativamente alta, os fluidos podem ser extraídos do sistema, tornando a Pf < Pt, o que provoca fraturamento dos grãos, uma vez que as tensões serão concentradas em pequenas áreas dos minerais em contato. As estruturas são fundamentais para retirada de parte dos fluidos, notadamente as foliações metamórficas, especialmente nos planos axiais das dobras ou em falhas. Este fenômeno pode ser facilmente constatado pela abundância de veios de quartzo variavelmente deformados, o que implicando em terem sido depositados concomitantemente à deformação, e nos diversos tipos de mineralizações associados a estas estruturas. Camadas permeáveis, como metarenitos podem também ser importantes condutos de fluidos metamórficos. Por outro lado, se a permeabilidade for muito baixa, o aquecimento das rochas pode fazer com, em períodos relativamente curtos, a Pf > Pt, o que também provoca fraturamento hidráulico das rochas. O alívio repentino da pressão pode, em determinadas situações, provocar a ebulição dos fluidos, o que normalmente provoca forte precipitação dos solutos, por vezes mineralizados. Uma importante conseqüência da variação da pressão parcial de fluidos, notadamente de água, é a mudança na temperatura de equilíbrio das reações metamórficas de desidratação, pois, de modo geral, quanto menor for a PH2O, menor será a temperatura de formação dos produtos das reações. Como corolário, pode-se concluir que, sendo a PH2O usualmente inferior à Pt e sendo a estabilidade dos minerais quase sempre estudada em em sistemas com Pt=PH2O, as paragêneses minerais das rochas metamórficas quase sempre deverão forma-se em temperaturas menores, até significativamente, que as determinadas experimentalmente. Assim, estudos metamórficos detalhados, através da geotermobarometria, devem, necessariamente, incluir a estimativa das pressões parciais e das atividades da da água e do gás carbônico. Outras fases gasosas podem ser importantes no metamorfismo, como, por exemplo, em camadas delgadas de mármores intercaladas em metapelitos e, especialmente nas suas bordas, onde a PCO2 pode aumentar significativamente com o inicio da descarbonatização, reduzindo a temperatura das reações de desidratação, até que todo carbonato seja consumido, o que faz com que aumente novamente a PH2O, instabilizando produtos metamórficos anteriormente formados. Outro importante fator que controla o metamorfismo é a fugacidade de oxigênio, que pode determinar ou não a cristalização de minerais como a granada. A almandina, por exemplo, torna-segradativamente instável com o aumento da fO2, o que faz com que a granada incorpore mais manganês e cálcio, para manter-se estável na rocha. Em casos extremos, a fO2 pode determinar a formação ou não de minerais ferro-magnesianos, como a biotita e a estaurolita, bem como de polimorfos de Al2SiO5, notadamente da cianita, que pode não ser cristalizada após o surgimento da estaurolita. Em alguns casos o CO2 é particularmente móvel, mas em outros, como em xistos grafitosos, a assembléias minerais tamponam o O2. O mesmo pode ser considerado em relação à presença de enxofre como componente dos fluidos metamórficos. 3.3 O tempo (time) O tempo é referido como t e pode ser estabelecido nos estudos metamórficos de forma absoluta, por geocronologia de minerais de diferentes domínios microestruturais (Fig. 3), ou relativa, pela seqüência de cristalização, relações de substituições, associação com foliações, etc (Figs. 4A, 4B e 5). O tempo em que as rochas são submetidas às novas condições físico- químicas pode ser fundamental na transformação metamórfica dos minerais, pois, sendo a cinética das reações muito lenta, é muito freqüente a preservação meta- estável de determinadas fases minerais fora de seus campos de estabilidade termodinâmica. As reações metamórficas geralmente são reações químicas de desidratação (Fig. 6A) e, comumente, o fluido é retirado do sistema através das estruturas das rochas, o que faz com que, ao resfriamento, não ocorra, pelo menos totalmente, a reversão da reação, pela falta de reagentes. Adicionalmente, a velocidade das reações aumenta exponencialmente com a temperatura (Fig. 6B) e, por estes motivos, as paragêneses minerais são usualmente indicativas do pico metamórfico, uma vez que, com a redução das condições metamórficas durante o retrometamorfismo, a cinética das reações diminui rapidamente, preservando meta-estavelmente os minerais de mais alta temperatura e, geralmente, pressão. FIGURA 3. Exemplo de um diagrama com datação de minerais metamórficos feitas de diferentes domínios microestruturais. FIGURA 4A. Diagrama de blastese de minerais metamórficos em relação às foliações (S1, S2, S3...) e de sua relação com a fácies metamórfica (XV = xisto verde, ANF = anfibolito) progressiva e retrógrada de metapelitos da Formação Morro da Pedra Preta do Grupo Serra do Itaberaba, SP (Juliani, 1993). FIGURA 4B. Diagrama de blastese de minerais metamórficos em relação às foliações (S1, S2, S3...) e de sua relação com a fácies metamórfica (XV = xisto verde, ANF = anfibolito) progressiva e retrógrada de metabasitos da Formação Morro da Pedra Preta do Grupo Serra do Itaberaba, SP (Juliani, 1993). As setas indicam as substituições metamórficas. FIGURA 5. Esquema das trajetória metamórficas definidas pela análise de grades metamórficas para rochas dos grupos São Roque (A), onde (1) são metapelitos e (2) metabasitos, e Serra do Itaberaba, no qual (B) indica minerais da S2 (re-metamorfismo provocado pela evolução do Grupo São Roque) e (C) para S1. (D) indica as condições P–T das das trajetórias retrometamórficas e as áreas hachuradas a predominância do metamorfismo dos grupo São Roque e Serra do Itaberaba (Juliani, 1993). 3.4 Taxa de reação (reaction rate) e equilíbrio meta-estável (meta- stable equlibria) Uma rocha formada em profundidade possui minerais estáveis em condições de pressão e de temperatura relativamente elevadas mas, após a exumação, este minerais permanecem estáveis em condições superficiais, em pressão em temperatura ambiente. Sob o ponto de vista termodinâmico os minerais deveriam ter sido transformados em outros minerais, estáveis às novas condições, o que não ocorre em função das baixíssimas taxas de reação existentes entre minerais em temperaturas mais baixas, devido às fortes forças de ligação presentes dos minerais. Os minerais que são mantidos em condições de pressão e de temperatura distintas daquelas nas quais se formaram são chamados de meta-estáveis. A taxa de reação aumenta exponencialmente com o aumento da temperatura (Fig. 6B), o que faz com que grau metamórfico mais alto os minerais tendam a estar termodinâmicamente mais equilibrados e, também por este motivo, há sempre a tendência de preservação dos minerais de mais alta temperatura, uma vez que a velocidade da reação metamórfica torna-se muito menor no retrometamorfismo, devido à queda da temperatura, além da falta da fase fluida, em especial da água, que foi extraída do sistema devido ao aumento da temperatura. A taxa de reação pode ser expressa pela relação de Arrhenius: Tr = C.e-E/RT Onde, C é uma constante, E é a energia de ativação, R é a constante dos gases e T é a temperatura. O aquecimento das rochas, entretanto, é muito lento, devido à baixa condutividade térmica, o que implica, necessariamente em períodos relativamente longos para ganhos significativos de energia pelo sistema (Fig. 6C). Em grau metamórfico relativamente baixo, mas crescente, determinados minerais, como a granada, o plagioclásio e anfibólio, podem cristalizar continuamente, mas a sua composição varia com o aumento da temperatura e, sendo a cinética lenta, devido à baixas temperaturas do início do metamorfismo, a difusão intracristalina não se processa completamente, preservando zonamentos composicionais. Mas, se a rocha é mantida em temperatura aproximadamente constante durante um longo período, pode ser estabelecido o equilíbrio termodinâmico intracristalino, resultado em composições químicas relativamente homogêneas em todo cristal. FIGURA 6. (A) reação metamórfica univariante, com liberação de H2O; (B) taxa de reação metamórfica em função da temperatura; (C) tempo necessário para aquecimento do sistema químico. 3.5 Taxas de nucleação (reaction rate) e de crescimento (growth rate) dos minerais Nucleação de um cristal é causada por qualquer mudança física e/ou química e resulta na formação de uma nova partícula de mineral (gérmen de cristalização), que pode continuar crescendo para formação de um cristal. A tax de nucleação corresponde à velocidade com que são formados nos novos núcleos de cristalizaçào em um determaindao sistema, e a de crescimento, à velocidade com que são acrescentadas novas unidades do composto na superfície do núcleo cristalizado. Em um determinado sistema químico podem ser formados, por mudanças na pressão e/ou na temperatura um grande números de núcleos de cristalização, resultando em minerais de dimensões aproximadamente iguais e de rochas de granulação relativamente fina, ou apenas relativamente poucos núcleos, o que faz com que os reagentes migrem dos arredores para os núcleos, resultado em minerais mais grossos ou porfiroblastos (Fig. 7). Diferentes reações químicas, que envolvem diferentes reagentes podem gerar um mesmo mineral em temperaturas e/ou pressão variável, o que pode resultar em minerais com granulação seriada, pois, novos gérmens de cristalização podem ser formados em outros locais, mas, continuará havendo crescimento do mineral cristalizado anteriormente. O mesmo pode ser verificado em rochas bandadas, onde a cristalização de um determinado mineral se dá, em função de variações na composição química, em diferentes temperaturas em diferentes leitos, resultando em distribuições granulométricas modais. FIGURA 7. Esquema do efeito de migração dos componentes para o sítio de formação dos porfiroblastos, resultando em volumes da rocha praticamente sem parte dos reagentes (Yardley, 1994). A taxa de reação pode ser expressa por: dN/dt = Acxf(a1, a2, …)e-E/RT onde A corresponde ao númerode pontos de nucleação por volume, a a freqüência de vibração da coordenada de uma reação, entropia, etc, Cx a disponibilidade das espécies químicas reagentes, f(a1, a2,..) a concentração de outros possíveis participantes na limitação da taxa, e e-E/RT é a fração dos reagentes na qual a barreira de energia tem que ser superada. A energia de anexação de uma nova camada de átomos na face de um cristal corresponde à energia liberada por uma unidade do composto adicionado à face e a espessura da camada de átomos depende do índice (kkl) da substância. Assim, faces com grande energia de anexação crescem mais rapidamente que as de menor energia e minerais de maior energia relativa tendem a ser mais idioblásticos que os de menor energia. Na escala dos gérmens, entretatanto, o tamanho da faces relativamente aos átomos ou moléculas é muito pequeno, o que faz com que as repulsões eletrostáticas sejam importantes no início da cristalização, especialmente em relação a átomos maiores. Como conseqüência, as faces de maior taxa de crescimento dos cristais são, normalmente, as mesmas nos gérmens e nos cristais e, dependendo da velocidade do crescimento, podem ser formados cristais esqueléticos, pois o acréscimo de compostos se dá preferencialmente em determinadas orientações cristalográficas (Fig. 8). Normalmente, nem todos gérmens desenvolvem-se, devido a reabsorção nas fases iniciais de formação, em função das de oscilações nas condições físicas ou devido às energias de superfície dos gérmens, o que ao final, favorece a formação de porfiroblastos. FIGURA 8. Esquema mostrando as as diferentes velocidades de cristalização das faces de um cristal metamórfico (Bard, 1986). A dissolução e a precipitação pode ser fortemente condicionada pela pressão dirigida, pois ela incrementa o potencial químico na face perpendicular à direção do maior esforço, provocando dissolução, o que faz com que o mineral tenha uma maior taxa de crescimento no plano perpendicular ao esforço, resultado nas texturas orientadas das rochas metamórficas e sombras de pressão. 3.6 Composição química da rocha (whole rock chemical composition) A composição química de uma rocha é expressa usualmente em porcentagem em peso de óxidos, sendo os principais SiO2, Al2O3, K2O, CaO, Na2O, MgO, FeO, Fe2O3, TiO2, MnO, P2O5, H2O e CO2. Subordinadamente podem estar presentes, S, Cl, F, B e Br, especialmente quando do metamorfismo de seqüências sedimentares marinhas e evaporitos. É muito óbvio que um calcário sedimentar resultará em uma rocha metamórfica carbonática (meta-calcário ou mármore) e um arenito puro em uma rocha quartzosa (metarenito ou quartzito) se o metamorfismo for aproximadamente isoquímico, ou seja, se o sistema químico for aproximadamente fechado. Entretanto, a variação composional de alguns elementos químicos dentro de certos limites podem ser fortemente condicionadas do surgimento ou não de determinados minerais metamórficos em rochas situadas em idênticas condições de P- T (Fig. 10). Em metapelitos, por exemplo, poderá ou não ser cristalizada biotita, cordierita, cloritóide e cianita, em função da fração molar de FeO e MgO (XFeMg) e da proporção de Al2O3 no sistema químico. FIGURA 10. Exemplo do controle químico em metapelitos, com bandas com composições x, y e z indicadas no diagrama AFM. Em (A), a uma dada temperatura, cristaliza-se granada (GT) apenas no leito com composição x, em paragênese com clorita (CHL) e biotita (BIO). Em (B), com o aumento da temperatura cristaliza-se granada nos leitos y e z, com maior fração molar de Mg, enquanto toda clorita é consumida no leito z. Como conseqüência, diferentes leitos da rocha sedimentar geralmente produzem diferentes associações de minerais e, mesmo minerais diagnósticos de determinado grau metamórfico podem estar presentes em uma pequena camada e ausentes na camada adjacente. Em diversas regiões tem sido constatado que até mesmo a cristalização da cianita é controlada pela composição química da rocha, ocorrendo somente onde onde a razão de F, M e K é adequada (Atherton, 1970). O metamorfismo é normalmente isoquímico na maioria das rochas e grande parte dos elementos químicos que as compõem são muito pouco móveis, exceto a fase fluida, que pode ser incorporada no metamorfismo de rochas anidras como peridotitos ou komatiitos, ou extraído de rochas muito argilosas. Entretanto, em determinadas condições, notadamente em zonas de cisalhamento e em metamorfismo com alta razão fluido/rocha, muitos elementos podem ser extraídos por lixiviação ou incorporados à rocha. A lixiviação necessita de grandes volumes de fluidos, não disponível na maioria dos tipos de metamorfismo, mas este processo pode ser muito importante em alguns outros tipos, como os que ocorrem em fundo oceânico, onde a disponibilidade de fluidos é muito maior, devido à circulação das águas oceânicas em células convectivas. Tipicamente, o produto final de tais alterações são rochas monominerálicas ou quase. Mesmo que a composição química de um volume maior da rocha permaneça aproximadamente constante, migrações localizadas de muitos dos elementos químicos são muito importante na maioria das rochas, podendo ser exemplificado na migração de ferro e magnésio da matriz da rocha para formação de porfiroblastos. A incorporação de elementos químicos, como a sílica e potássio, ou de carbonatos é muito frequente em algumas situações, alterando significativamente a composição da rocha, em processos chamados de metassomáticos. É o caso da formação de talco-magnesita xistos a partir de peridotitos, ou de granada-piroxenitos a partir de calcários. Neste casos, a introdução se dá preferencialmente ao longo de descontinuidades físicas, como as foliações metamórficas e fraturas, sendo então um processo relativamente comum em zonas de cisalhamento. 3.7 Interação fluido−rocha (fluid-rock interaction) Os fluidos intersticiais em profundidade tornam-se aquecidos e encontram- se sempre em equilíbrio com as fases sólidas. Se o sistema for praticamente fechado, eles desempenham importante papel na dissolução de transporte iônico entre os reagentes e produtos, além condicionarem ou não determinadas reações metamórficas, quando são fases envolvidas nas reações químicas. Assim, a redução de sua pressão parcial, por extração do sistema ou por incorporação em fases minerais, ou o aumento da pressão parcial, por introdução ou liberação de reações são fundamentais no equilíbrio dos minerais. Parte dos fluidos retidos em inclusões de minerais são também muito utilizados na determinação da temperatura de formação da rocha. De modo geral, as reações metamórficas envolvem desidratação de minerais, implicando que com o aumento do grau, as rochas tendem a ficar cada vez mais desidratadas ou até mesmo quase anidras. A contínua permeabilidade de fluidos através das rochas metamórficas pode controlar efetivamente a cristalização dos minerais e, nas proximidades de intrusões de rochas ígneas, especialmente de granitos, e ao longo de zonas cisalhamento, a razão fluido-rocha é alta e vários elementos químicos químicos podem ser lixiviados ou introduzidos nas rochas durante o metamorfismo. Este tipo de interação é ainda mais importante em metamorfismo com alta razão fluido-rocha, como o metamorfismo de fundo oceânico e em algumas zonas de cisalhamento. 4 TRAJETÓRIAS METAMÓRFICAS PRESSÃO − TEMPERATURA − TEMPO − DEFORMAÇÃO (P-T-t-d) (P-T-t-d metamorphic paths) O desencadeamento dos processos metamórficos em cinturões orogenéticos causa um distúrbio nas isotermas(*), cuja recomposição leva um tempo variávelem função de diversos processos geológicos. A estes processos associam-se deformações que antecedem, são concomintantes ou posteriores à recomposição das isotermas, o que faz com que as texturas e estruturas das rochas metamórficas registrem sequencialmente eventos de aquecimento e resfriamento e de deformação ou não, o que permite o estabelecimento de uma cronologia relativa de eventos. Como esta cronologia pode ser correlacionáveis com o aumento e redução da pressão (P) e da temperatura (T), com as foliações metamórficas (d) seqüenciadas e pelas substituições e consumo dos minerais, pode-se estabelecer uma cronologia relativa ou absoluta (t), permitindo a elaboração das trajetórias metamórficas (Fig. 3 e 10). (*) Linhas de igual temperatura definidas na superfície ou internamente na crosta. Usualmente o registro geológico das isotermas corresponde a uma média das variações da temperatura em um determinado espaço de tempo. O espaçamento das isotermas indica qual foi ou é o gradiente térmico em uma determinada região da crosta ou seja, ela indica quanto a temperatura muda em relação a uma dada distância. FIGURA 10. Diagramas P–T–t–d, com tempo relativo estabelecido pelas sobreposição das foliações metamórficas, com trajetória com sentido anti-horário registrada nos minerais da S1 e horária nas S2, S3 e S4. Grupos Serra do Itaberaba e São Roque, noroeste da cidade de São Paulo (Juliani et al., 2000). A forma e o sentido horário ou anti-horário da trajetória depende de uma complexa interação entre a velocidade da subducção, do fluxo geotérmico, dos litotipos, do tipo predominante da transferência de calor, da colocação de corpos ígneos, do regime tectônico, dobramentos, falhas de empurrão, empilhamento tectônico e exumação. Dois tipos de picos metamórficos (metamorphic peak) podem ser usualmente reconhecidos: o bárico e o térmico, indicando, respectivamente, o máximo da pressão e da temperatura alcançados em um determinado evento metamórfico,. Quando o pico bárico antecede o pico térmico, a trajetória metamórfica tende a ser horária, e anti-horária no caso inverso. No primeiro caso, o retrometamorfismo inicia após o pico térmico e no segundo caso, após o pico bárico. Além da trajetória retrometamórficas definidas por fortes variações conjuntas nas condições P–T, podem também ocorrer, em função de determinadas condições geológicas, trajetória de descompressão aproximadamente isotérmica − ITC (near isothermal decompression) ou resfriamento aproximadamente isobárico − IBC (near isobaric cooling). A ITC geralmente associa-se com exumação acompanhada por intrusões de grandes massas ígneas e a IBC por cavalgamentos em velocidades compatíveis com a taxa de exumação. 5 REAÇÕES METAMÓRFICAS (metamorphic reactions) As reações metamórficas ocorrem em estado sólido e são responsáveis pela formação dos minerais metamórficos. As reações metamórficas podem ser deduzidas em uma lâmina petrográfica através das texturas de substituição, bordas de reação, etc, que indicam um estágio não completado da reação química. Em geral, a reação processou-se totalmente rocha, mas a análise das inclusões de minerais e das paragêneses podem fornecer indícios sobre os reagentes e produtos, permitindo, muitas vezes, a identificação da reação que formou determinado(s) mineral(is). Diversos tipo de reações químicas formam os minerais metamórficos, podendo ser destacadas: 5.1 Transformações polimórficas São reações que implicam na mudança do sistema cristalino, sem alteração da composição química, como exemplificado abaixo e na Fig. 11. Al2SiO5 (cianita) ?? Al2SiO5 (sillimanita) ?? Al2SiO5 (andalusita) CaCO3 (calcita) ?? CaCO3 (aragonita) C (grafita)?? C (diamante) SiO2 (α-quarzo) ?? SiO2 (β-quartzo) ?? SiO2 (coesita) ?? SiO2 (cristobalita) 5.2 Mudança da ordem cristalina São reações semelhantes às anteriores, mas sem mudança do sistema cristalino, como: KAlSi3O8 (ortoclásio ordenado) ?? KAlSi3O8 (ortoclásio desordenado) FIGURA 11. Exemplos de reações metamórficas de transformação polimórfica para o SiO2, C, CaCO3 e Al2SiO5. 5.3 Miscibilidade e imiscibilidade Estas reações correspondem a misturas e desmisturas de minerais, com a mudança da temperatura (Fig. 12). Estas transformações, assim como a anterior, é fortemente acelerada pela deformação. NaAlSi3O8 (albita) + 2(K,Na)AlSi3O8 (feldspato potássico) ?? KAlSi3O8 (microclínio) FIGURA 12. Exemplo de reação de imiscibilidade de feldspatos (albita e ortoclásio). 5.4 Sólido + sólido sem liberação de gás Este tipo de reação tem como produto um ou mais minerais, derivado da decomposição de um mineral, ou da reação entre dois ou mais minerais, como exemplicado abaixo e na Fig. 13. NaAlSi2O6 (jadeíta) + SiO2 (quartzo) ?? NaAlSi3O8 (albita) NaAlSiO4 (nefelina) + NaAlSi2O6 (jadeíta) ?? NaAlSi3O8 (albita) FIGURA 13 − Exemplos de reações metamórficas sólido−sólido. 5.5 Sólido + sólido com liberação de gás São reações entre minerais que têm como produtos novos minerais e uma fase fluida gasosa (Fig. 14), liberada para o meio, o que, geralmente, aumenta a pressão parcial do composto no fluido intersticial, como: (Fe, Mg)Al2SiO5(OH)2 (cloritóide) + SiO2 (quartzo) ?? (Fe, Mg)4Al18Si7,5O48H4 (estaurolita) + (Fe, Mg)3Al2Si3O12 (granada) + H2O (Fe, Mg)3Al2Si3O12 (granada) + KAl2Si2(SiAl)O10(OH)2 muscovita + (Fe, Mg)4(Fe, MgAlSi2AlSiO10(OH)8 (clorita) ?? (Fe, Mg)4Al18Si7,5O48H4 (estaurolita) + K(Fe, Mg)3Si3AlO10(OH)2 (biotita) + SiO2 (quartzo) + H2O CaCO3 (calcita) + SiO2 (quartzo) ??CaSiO3 (wollastonita) + CO2 Fe3O4 (magnetita) + SiO2 (quartzo) ?? FeSiO4 (fayalita) + O2 5.6 Sólido + fluido com produtos sólidos e liberação de gás As reacões que evolvem como reagentes ou produtos duas fases gasosas, como o CO2 e o H2O implicam em curvas divariantes, como indicado na Fig. 15. Algumas delas são destacadas a seguir. CaMg(CO3)2 (dolomita) + H2O (água) ?? CaCO3 (calcita) + Mg(OH)2 (brucita) + CO2 (gás carbônico) CaF2 (fluorita) + SiO2 (quartzo) + H2O (água) (?? CaSiO3 (wollastonita) + HF (ácido hidrofluorídrico) FIGURA 14 − Exemplo de uma reação metamórfica em metapelitos, com liberação de H2O, dada por: 54 cloritóide + 5O2 = 12 estaurolita + 10 magnetita + 6 quartzo + 48 H2O (Gangully & Newton, 1968). FIGURA 15. Exemplo do comportamento tridimensional de reações metamórficas que envolvem a liberação de duas fases fluidas (H2O e CO2), implicando em variaçòes na temperatura de uma determinada transformaçào em função da fração molar XH2O–CO2 . 5.7 De devolatização São reações que implicam na decomposição de minerais com liberação de gases, muito comuns em rochas carbonáticas, sulfetadas e formações ferríferas, como visto a seguir. A continuidade da reação depende da pressão parcial no fluido intersticial do composto que está sendo liberado (Fig. 16). MgCO3 (magnesita) ?? MgO (periclásio) + CO2 3Fe2O3 (hematita) ?? 2Fe3O4 (magnetita) + ½O2 FeS2 (pirita) ?? FeS (pirrotita) + ½S Mg(OH)2 (brucita) ?? MgO (periclásio) + H2O FIGURA 16. Exemplos de reações metamórficas de devolatização brucita = periclásio + H2O. 5.8 De oxi-redução com liberação de gás São reações metamórficas resultantes de mudanças no estado de oxidação do sistema (Eh), exemplicadas abaixo e na Fig. 17. C (grafita) + O2 (oxigênio) ?? CO2 (gás carbônico) C (grafita) + 2Fe2O3 (hematita) ?? 4FeO (magnetita) + CO2 (gás carbônico) FIGURA 17 − Exemplos de reações metamórficas de oxi-redução. 6 ESTRUTURAS METAMÓRFICAS (metamorphic structures) As estruturasdas rochas metamórficas são feições geométricas dadas pelo arranjo de minerais ou planos de descontinuidade física gerados pelos processos metamórficos, observáveis em amostra de mão ou em escala de afloramentos. Também são definidas por estruturas ígneas, sedimentares ou metamórficas que, apesar da recristalização metamórfica, podem ainda ser reconhecidas. Este aspecto é mais notável em rochas de grau metamórfico mais baixo. Neste caso, adota-se para a identificação das estruturas o mesmo nome da estrutura original, acrescentando-se o prefixo blasto. Entretanto, na descrição de um litotipo torna-se, por vezes, pouco prática a utilização desta regra e, comumente, pode ser mantida a denominação original, como, por exemplo, “metabasaltos com pillow-lavas” ou metabasaltos com relíquias de pillow-lavas” ao invés de “metabasaltos com blastopillow-lavas”. Geralmente o metamorfismo pode imprimir nas rochas as mesmas feições nas escalas macroscópicas e microscópicas e muitas estruturas são também identificadas como texturas e vice-versa. Nestes casos, a distinção formal entre as texturas e as estruturas pode não ser aplicável e nem sempre há necessidade de uma descrição de ambas. Existe uma grande quantidade de estruturas metamórficas, especialmente por causa das estruturas derivadas das rochas ígneas e sedimentares, as principais delas apresentadas no subítem Estruturas Metamórficas. 7 TEXTURAS METAMÓRFICAS (metamorphic textures) As texturas são feições observáveis principalmente em lupa ou ao microscópio e são definidas pelo arranjo entre os minerais metamórficos e pelas suas relações de contato e de granulação. O estudo detalhado das texturas minerais fornecem indicações fundamentais para o estabelecimento da evolução metamórfica, notadamente quando comparadas às estruturas tectônicas, bem como dos processos envolvidos na formação da rocha e de sua origem. As texturas das rochas metamórficas são geradas pela recristalização de minerais e texturas dos protolitos e, sobretudo, pela cristalização e recristalização metamórfica, ou seja, em estado sólido. Uma vez que os diferentes minerais possuem diferentes energias livres de Gibson e distintas tensões superficiais, as formas dos contatos entre eles podem variar enormemente, assim como as suas dimensões relativas, o que leva à geração de um grande número de textura metamórficas. Muito freqüentemente estas texturas são polifásicas e, geralmente pode-se observar trilhas de inclusões internas de outros minerais (Si), que geralmente definem um foliação metamórfica anterior, ou um estágio inicial da foliação externa (Se), feições estas muito importantes para a definição de evolução metamórfica das rochas, por permitirem o estabelecimento de uma cronologia relativa de surgimento de minerais metamórficos, seja em regimes progressivos, retrógrados ou re-metamorfismo. As reações metamórficas podem se dar de forma contínua ou descontínua, ou seja, diferentes reações mais ou menos separadas no espaço P-T podem gerar o mesmo mineral, muito embora com composições diferenciadas. Se as reações são contínuas, as chances de nucleação do mineral são menores, e o porfiroblasto apenas continuará a aumentar suas dimensões, mas, se forem descontínuas, reagentes distintos podem ser utilizados na formação do mineral, fazendo com que haja nucleações, que produzem, ao final do processo duas ou mais classes modais de diâmetro médio dos cristais, que podem, inclusive, serem seriados. A grande maioria das texturas ígneas e sedimentares podem ser preservadas, especialmente em rochas de baixo grau metamórfico e pouco deformadas, sendo identificas como texturas reliquiares e nomeadas pela adição do prefixo blasto ao nome da textura original. Segundo Becke (1913), os minerais dos xistos podem ser ordenados, segundo os protolitos, pela sua tendência de cristalização como minerais idioblásticos (crystalloblastic strenght), como se segue: a) Pelitos e psamitos: (titanita, rutilo) ? (hematita, ilmenita, magnetita) ? (granada, turmalina) ? (estaurolita, cianita, sillimanita, cloritóide) ? (albita, muscovita, biotita, clorita) ? (quartzo, cordierita, ortoclásio, microclínio) b) Calcários, dolomitos e metavulcânicas básicas (titanita, rutilo, espinélio) ? (pirita, granada, turmalina, espinélio) ? (epidoto, zoisita, forsterita, augita) ? (hornblenda, dolomita, glaucofânio, albita) ? (muscovita, biotita, tremolita, clorita, talco) ? (calcita, quartzo, ortoclásio, microclínio) Harker (1932) acrescentou a esta seqüência, os minerais dos hornfels, quais sejam: a) Pelitos e psamitos (rutilo, espinélio) ? (granada, sillimanita, turmalina) ? (óxidos de ferro, andalusita) ? (muscovita, biotita, clorita) ? (plagioclásio, quartzo, cordierita) ? (ortoclásio, microclínio) b) Calcários, dolomitos e metavulcânicas básicas (titanita, espinélio, pirita) ? (wollastonita, grossularita, apatita) ? (magnetita, pirrotita, zoisita, epidoto) ? (forsterita, chondrodita, hiperstênio, diopsídio, siderita, dolomita) ? (escapolita, albita, muscovita, biotita, flogopita) ? (tremolita, vesuvianita, calcita) ? (plagioclásio, quartzo, ortoclásio, microclínio) 8 GRANULAÇÃO DOS MINERAIS METAMÓRFICOS (metamorphic grain-size) Quanto maior a granulação dos minerais de uma rocha metamórfica, na maioria dos casos, foram maiores as condições de pressão e de temperatura em que elas se formaram, devido a cristalização acretiva, ou seja, os grãos mais finos são gradativamente incorporados aos adjacentes. Um ortoarenito fino (rocha formada praticamente só por quartzo) ao ser metamorfizado em temperaturas e pressões baixas, gerará uma rocha de granulação fina, que pode, ainda, preservar as texturas sedimentares. Com o aumento da temperatura e da pressão, ocorrerá a recristalização dos grãos de quartzo e os grãos começarão a se juntar formando cristais maiores, causando um aumento da granulação e a destruição das texturas sedimentares. Desta forma, a granulação pode também ser um indicatico de grau metamórfico. Entretanto, em muitas situações, devido ao excesso de fluidos, hidrotermalismo, alívio de pressão, etc. a granulação da rocha pode ser muito grossa, mesmo em grau baixo, o que faz com que este critério tenha que ser utilizado com muito cuidado. Internacionalmente tem sido aceita as seguintes faixas granulométricas, em analogia às faixas granulométricas definidas para as rochas sedimentares, para descrição das rochas metamórficas: • < 0,01 mm = ultra fina • 0,01 a 0,1 mm = muito fina • 0,1 a 1 mm = fina • 1 a 4 mm = média • 4 a 16 mm = grossa • > 16 mm = muito grossa 9 FORMA DOS CRISTAIS METAMÓRFICOS (metamorphic crystal morphology) As formas dos minerais metamórficos dependem de um conjunto de processos que incluem a recristalização e recuperação de minerais pré-existentes, reequilíbrios químicos em uma mesmo mineral, transformações polimórficas, alterações na estrutura cristalina, do tipo da deformação e, sobretudo, da neoformação de minerais em função das mudanças nas condições da pressão, da temperatura e dos fluido. A cristalização dos minerais depende das taxas de nucleação e cristalização, das diferenças de energia acumuladas em cristais adjascente, em variações locais de pressão causada por stress, dos fluidos envovidos, da solubilidade e do espaço disponível para crescimento. Os minerais podem adquirir formas características de determinados processos metamórficos, razão pela qual os hábitos e as formas de cristallização dos minerais metamórficos devem também ser observados. As principais formas são
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