Microestruturas de Rochas Metamorficas

MICROESTRUTURAS DE ROCHAS METAMÓRFICAS

PROFA. DRA. HANNA JORDT EVANGELISTA DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA ESCOLA DE MINAS/UFOP

2003

Microestruturas de Rochas Metamórficas

ÍNDICE

1. INTRODUÇÃO.........................................................................................................................01 2. MICROESTRUTURAS RELÍCTICAS ......................................................................................02 3. MICROESTRUTURA BANDADA.............................................................................................02 4. MICROESTRUTURAS RELATIVAS AO TAMANHO DOS GRÃOS........................................02 4.1 Quanto ao tamanho tamanho absoluto absoluto (grossa, média, fina) fina) ........................... ............................ ...02 ... 02 4.2 Quanto ao tamanho relativo relativo (equigranular, (equigranular, inequigranular) inequigranular).......................... .......................... .................... 02 5. MICROESTRUTURAS MICROESTRUTURAS REFERENTES À PERFEIÇÃO DE FORMA DOS CRISTAIS CRISTAIS ............ 03 Série Cristaloblástica...............................................................................................................05 6. MICROESTRUTURAS REFERENTES REFERENTES À GEOMETRIA DOS GRÃOS ANÉDRICOS ............ 04 Poligonal..................................................................................................................................04 Interlobado ..............................................................................................................................04 Amebóide ......................... ............................ ............................ ............................. .................. 04 Suturado/serrilhado.................................................................................................................05 Alongado/discóide Alongado/discóide (ribbon)......................................................................................................06 7. MICROESTRUTURAS REFERENTES À GEOMETRIA DOS AGREGADOS DE GRÃOS ...................................................................................................................................06 Granoblástica ............................. ............................ ............................ ..................................... 06 Lepidoblástica .........................................................................................................................06 Foliações ............................. ............................ ............................ ............................. .......... 06 Granolepidoblástica.................................................................................................................07 Nematoblástica........................................................................................................................07 Granonematoblástica Granonematoblástica ............................. ............................ ............................ ......................... 07 Decussada ..............................................................................................................................07 Porfiroblástica..........................................................................................................................07 Poiquiloblástica...................................................................................................................09 Peneira ...............................................................................................................................09 Maculosa/mosqueada.........................................................................................................09 Porfiroclástica..........................................................................................................................09 Augen.......................... Augen .......................... ............................ ............................. ............................ ....................... 10 Milonítica ........................... ............................ ............................. ............................ ................. 10 Núcleo-manto .....................................................................................................................10 Cataclástica.............................................................................................................................10 8. MICROESTRUTURAS INDICATIVAS DA RELAÇÃO TEMPORAL ENTRE BLASTESE E DEFORMAÇÃO ........................ ........................... ........................... ........................... ..........11 .......... 11 8.1 Evidências de cristalização pré-tectônica .........................................................................12 8.2 Evidências de cristalização sintectônica ........................ ........................... ........................ 13 Microestrutura bola-de-neve...............................................................................................13 Microestrutura rotacional .......................... ............................ ............................ .................. 13 8.3 Evidências de cristalização pós-tectônica.........................................................................14 Microestrutura helicítica......................................................................................................15 2


ÍNDICE

1. INTRODUÇÃO.........................................................................................................................01 2. MICROESTRUTURAS RELÍCTICAS ......................................................................................02 3. MICROESTRUTURA BANDADA.............................................................................................02 4. MICROESTRUTURAS RELATIVAS AO TAMANHO DOS GRÃOS........................................02 4.1 Quanto ao tamanho tamanho absoluto absoluto (grossa, média, fina) fina) ........................... ............................ ...02 ... 02 4.2 Quanto ao tamanho relativo relativo (equigranular, (equigranular, inequigranular) inequigranular).......................... .......................... .................... 02 5. MICROESTRUTURAS MICROESTRUTURAS REFERENTES À PERFEIÇÃO DE FORMA DOS CRISTAIS CRISTAIS ............ 03 Série Cristaloblástica...............................................................................................................05 6. MICROESTRUTURAS REFERENTES REFERENTES À GEOMETRIA DOS GRÃOS ANÉDRICOS ............ 04 Poligonal..................................................................................................................................04 Interlobado ..............................................................................................................................04 Amebóide ......................... ............................ ............................ ............................. .................. 04 Suturado/serrilhado.................................................................................................................05 Alongado/discóide Alongado/discóide (ribbon)......................................................................................................06 7. MICROESTRUTURAS REFERENTES À GEOMETRIA DOS AGREGADOS DE GRÃOS ...................................................................................................................................06 Granoblástica ............................. ............................ ............................ ..................................... 06 Lepidoblástica .........................................................................................................................06 Foliações ............................. ............................ ............................ ............................. .......... 06 Granolepidoblástica.................................................................................................................07 Nematoblástica........................................................................................................................07 Granonematoblástica Granonematoblástica ............................. ............................ ............................ ......................... 07 Decussada ..............................................................................................................................07 Porfiroblástica..........................................................................................................................07 Poiquiloblástica...................................................................................................................09 Peneira ...............................................................................................................................09 Maculosa/mosqueada.........................................................................................................09 Porfiroclástica..........................................................................................................................09 Augen.......................... Augen .......................... ............................ ............................. ............................ ....................... 10 Milonítica ........................... ............................ ............................. ............................ ................. 10 Núcleo-manto .....................................................................................................................10 Cataclástica.............................................................................................................................10 8. MICROESTRUTURAS INDICATIVAS DA RELAÇÃO TEMPORAL ENTRE BLASTESE E DEFORMAÇÃO ........................ ........................... ........................... ........................... ..........11 .......... 11 8.1 Evidências de cristalização pré-tectônica .........................................................................12 8.2 Evidências de cristalização sintectônica ........................ ........................... ........................ 13 Microestrutura bola-de-neve...............................................................................................13 Microestrutura rotacional .......................... ............................ ............................ .................. 13 8.3 Evidências de cristalização pós-tectônica.........................................................................14 Microestrutura helicítica......................................................................................................15 2

8.4 Evidências para mais de um evento de deformação e/ou recristalização recristalização ........................ 15 Metamorfismo regressivo ...................................................................................................16 9. MICROESTRUTURAS RESULTANTES DA DEFORMAÇÃO.................................................17 9.1 Processos cataclásticos....................................................................................................17 Pseudotaquilito Pseudotaquilito ............................ ............................ ............................. .............................. 17 9.2 Processos de plasticidade intracristalina ..........................................................................18 Vazios e discordâncias.......................................................................................................18 Propagação de discordâncias ............................................................................................18 Extinção ondulante ............................ ............................ ............................ ......................... 19 Subgrãos ............................................................................................................................19 Paredes de discordâncias..............................................................................................20 Bandas de deformação..................................................................................................20 Lamelas de deformação.................................................................................................20 Novos grãos........................................................................................................................21 9.3 Processos de recristalização recristalização dinâmica ........................... ........................... ....................... 21 Rotação de subgrãos..........................................................................................................21 Migração de borda de grão.................................................................................................21 Deslizamento de borda de grão..........................................................................................22 9.4 Processos de recristalização recristalização estática ......................... ........................... ........................... 22 Crescimento secundário.....................................................................................................23 9.5 Processos de transferência transferência de massa por difusão .......................... ............................ .....23 ..... 23 Difusão no estado sólido ....................................................................................................23 Coble creep e Nabarro-Herring creep ................................................................................23 Dissolução por pressão ........................ ........................... ........................... ........................ 24 10. INDICADORES CINEMÁTICOS ........................... .............................. ............................. ......24 ...... 24 10.1 Estruturas S-C.................................................................................................................24 10.2 Assimetria em em caudas de recristalização recristalização dinâmica dinâmica de porfiroclastos porfiroclastos ........................ .....25 ..... 25 10.3 Micas pisciformes ( mica fish) ............................ ............................ ............................. .....26 ..... 26 10.4 Assimetria em zonas de sombras de pressão ................................................................27 Franjas de pressão.............................................................................................................27 10.5 Deslocamento e rotação de cristais segmentados..........................................................28 10.6 Vergência de microdobras assimétricas .........................................................................29 10.7 Rotação de porfiroblastos ...............................................................................................29 10.8 Trama de eixos-c de quartzo...........................................................................................30 11. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ......................................................................................30


MICROESTRUTURAS DE ROCHAS METAMÓRFICAS 1. INTRODUÇÃO Os termos textura e microestrutura são utilizados para descrever diferentes aspectos das rochas. Textura é o termo descritivo para os aspectos geométricos dos cristais que compõem uma rocha, tais como o seu tamanho (absoluto e relativo), a sua forma (p. ex.: acicular, poligonal) e o arranjo entre eles (p. ex.: decussado, lepidoblástico). Microestrutura é o termo descritivo para as relações mútuas, em escala microscópica, entre grupos ou agregados de cristais da rocha (dobras, bandamento composicional, foliações, orientação preferencial de eixos cristalográficos de grãos minerais etc.). Com freqüência, estes termos são usados na literatura de modo indiscriminado. Para Vernon (1976), por exemplo, microstructure e texture têm o mesmo significado, caracterizando a forma e o arranjo de grãos das rochas. Já outros autores (Best 1982, Twiss & Moores 1992, Passchier & Trouw, 1996) empregam o termo trama ou microtrama ( fabric, microfabric) para descrever o conjunto de textura + estrutura (ou microestrutura) de uma rocha. Atualmente a tendência é chamar de microestrutura qualquer configuração espacial ou geométrica dos componentes constituintes de uma rocha em escala microscópica. As microestruturas dos metamorfitos podem resultar de uma blastese (o sufixo “blasto” ou “blástico” se refere à cristalização no estado sólido durante o metamorfismo), decorrente de variações na temperatura e na pressão; da deformação, decorrente de uma tensão ( stress); ou da combinação de blastese e deformação. As microestruturas geradas sob a influência da deformação são resultantes de um metamorfismo dinâmico. Aquelas resultantes de variações de temperatura e pressão (incluindo a pressão dirigida - stress) formam-se no metamorfismo regional (também chamado de dinamotermal ou orogênico) e aquelas geradas apenas por variação de temperatura, no metamorfismo de contato . No metamorfismo dinâmico as rochas sofrem transformações microestruturais devido a variações na pressão dirigida (tensão cisalhante ou shear stress) e sob uma temperatura praticamente constante. É o fenômeno que ocorre nas zonas de cisalhamento. O processo de transformação das rochas é dominado por deformação e por recristalização dinâmica dos minerais, o que leva a uma redução na granulometria. No caso da infiltração de fluidos aquosos, pode haver também reações minerais, tais como a sericitização de feldspatos nas rochas graníticas milonitizadas. Pressões dirigidas atuam também durante o metamorfismo dinamotermal , que costuma afetar regiões de grande extensão, na formação de cinturões orogenéticos durante a convergência de placas (daí ser também chamado de metamorfismo orogênico, Bucher & Frey, 1994). Devido a sua grande extensão, este metamorfismo é chamado simplesmente de metamorfismo regional . Ele diferencia-se do metamorfismo dinâmico porque há, além do shear stress, também variações na pressão de carga (pressão exercida pelo peso do pacote de rochas sobrejacentes) e, principalmente, na temperatura. Estas variações na temperatura, na pressão de carga (ambas aumentam com a profundidade) e na pressão dirigida são responsáveis tanto por transformações microestruturais, como por reações mineralógicas. A microestrutura típica do metamorfismo regional é a foliação. No metamorfismo de contato , por outro lado, não se formam foliações e minerais inequidimensionais, como micas, crescem decussadas, isto é, sem orientação preferencial planar. Nem sempre é possível saber-se, só pelas microestruturas, se uma rocha foi formada por metamorfismo dinâmico ou por metamorfismo regional dinamotermal, principalmente no caso de transformações em condições de altas temperaturas. Neste caso são importantes as observações de campo. As rochas de metamorfismo regional têm ampla distribuição, enquanto que as rochas de metamorfismo dinâmico são confinadas às zonas de cisalhamento, que são restritas e geralmente planares e se caracterizam por serem relativamente mais deformadas do que as rochas adjacentes.

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2. MICROESTRUTURAS RELÍCTICAS Feições relícticas, que persistem após o metamorfismo, podem ser importantes para indicar a natureza original (protólito) da rocha. Costuma-se adjetivar a microestrutura relíctica com o prefixo blasto. Por exemplo, diz-se que a microestrutura é blastoporfirítica quando ainda há fenocristais originais remanescentes numa rocha ígnea metamorfizada; blastopsamítica quando ainda se reconhecem microestruturas sedimentares (por exemplo grãos detríticos) em metarenitos. 3. MICROESTRUTURA BANDADA Rochas metamórficas podem exibir um bandamento mineralógico. Em metamorfitos de graus mais baixos (p. ex.: ardósias) o bandamento pode representar o S 0 reliquiar da rocha sedimentar primária, isto é, do protólito. Nos metamorfitos de graus mais elevados e principalmente naqueles que foram submetidos a uma deformação, tal como gnaisses, o bandamento é comumente gerado por diferenciação metamórfica e, portanto, não representa um S 0 reliquiar. 4. MICROESTRUTURAS RELATIVAS AO TAMANHO DOS GRÃOS 4.1 Quanto ao tamanho absoluto dos grãos, a microestrutura pode ser classificada como: Grossa: tamanho médio dos cristais > 5mm. Média: tamanho médio dos cristais entre 1 e 5mm. Fina: tamanho médio dos cristais <1mm. A classificação torna-se complicada no caso de rochas inequigranulares, quando então descreve-se a granulação do componente maior e do menor (p. ex.: rocha inequigranular, com porfiroblastos de granulação grossa e matriz fina). Se a variação é seriada, diz-se que a granulação varia de, por exemplo, grossa a média. Por que rochas de graus metamórficos mais altos são mais grossas do que as de graus mais baixos? Durante o metamorfismo progressivo (isto é, em condições crescentes de T e P) é normal haver um gradual aumento na granulometria das rochas. Isto está associado à tendência natural de qualquer sistema diminuir a sua energia livre interna e assim aproximar-se de um equilíbrio termodinâmico. As reações metamórficas ocorrem para reduzir a energia química livre do sistema em resposta a variações de T e P. Para minimizar ainda mais a energia livre do sistema, a forma dos grãos muda em função da energia livre de superfície dos cristais. A energia livre de superfície decorre do fato de ocorrerem átomos cujas ligações químicas são insatisfeitas ou distorcidas na superfície dos grãos. Portanto, a tendência de um agregado é sempre reduzir a proporção de átomos instáveis nestas posições na periferia dos grãos. Um modo de se conseguir isto é formando grãos tão grandes quanto possível, pois poucos grãos grandes têm uma área superficial menor do que muitos grãos pequenos. Portanto, grãos maiores, que têm uma área superficial menor para um dado volume, têm também uma energia livre de superfície menor e são, portanto, termodinamicamente mais estáveis. Além do processo de migração das fronteiras dos grãos, que resulta no crescimento do cristal, uma diminuição da energia livre do agregado mineral é também obtida através da redução da área de superfície de contato dos grãos, que tendem a tornar-se mais regulares. Portanto, a tendência natural na busca de um maior equilíbrio termodinâmico é de se formarem grãos grandes poligonais (Fig. 2) com contatos intergranulares planares. Este processo é mais eficaz em temperaturas mais elevadas e após cessar a deformação, isto é, na recristalização estática. 4.2 Quanto ao tamanho relativo dos cristais, as rochas metamórficas podem ser: Equigranulares: quando o tamanho dos constituintes é relativamente homogêneo. Inequigranulares: quando há uma variação relativamente grande no tamanho dos constituintes principais. Comumente nas rochas inequigranulares há uma distribuição bimodal da granulometria, isto é, uma fração é grande (os porfiroblastos ou porfiroclastos) e o restante (a matriz) tem um porte muito menor. A microestrutura é então chamada de porfiroblástica (ou porfiroclástica). 2


5. MICROESTRUTURAS REFERENTES À PERFEIÇÃO DE FORMA DOS CRISTAIS Cristal euédrico (= idioblástico) é aquele inteiramente ou quase inteiramente limitado por suas faces cristalinas. Cristal subédrico (= subidioblástico) é aquele que apresenta-se só em parte limitado por suas faces cristalinas. Cristal anédrico (= xenoblástico) é aquele que não é limitado por suas faces cristalinas. Cristal esqueletiforme é um grão com forma esponjosa que constitui filetes infiltrados entre grãos de outros minerais (quando o mineral esqueletiforme é uma granada, a microestrutura costuma ser chamada de atol). Pode ser resultante de um crescimento em porções da rocha deficientes nos elementos formadores do mineral ou de um crescimento muito rápido, quando então o cristal acaba englobando grande parte dos minerais vizinhos. Em alguns casos a forma esqueletiforme também pode resultar de uma dissolução/alteração diferencial de cristal. Série cristaloblástica (Fig. 1): Dependendo da tendência dos minerais metamórficos ocorrerem como cristais limitados por suas faces cristalinas ou como grãos irregulares, eles podem ser posicionados numa série cristaloblástica . Os minerais superiores na série são normalmente euédricos (p. ex.: titanita, granada, estaurolita). Os últimos minerais da série (p. ex.: feldspatos, quartzo) tendem a ser sempre anédricos. Série Cristaloblástica (modificada de Philpotts, 1990) MAIS EUÉDRICO Titanita, rutilo, pirita, magnetita Granada, sillimanita, cianita, andaluzita, estaurolita, turmalina Epidoto, lawsonita, olivina Piroxênio, anfibólio, wollastonita Micas, clorita, talco, stilpnomelana, prehnita Carbonatos Feldspatos, cordierita, escapolita Quartzo MAIS ANÉDRICO

Fig 1: Variação na perfeição de forma de alguns minerais como expressão da série cristaloblástica. Granada (Ga) euédrica, moscovita (Mu) subédrica e cordierita (Co) e quartzo (Q) anédricos (Best, 1982).

Os minerais superiores na série cristaloblástica são, normalmente, mais euédricos do que os últimos. Existem exceções a essa regra geral. Por exemplo a titanita em clorita xistos ocorre, comumente, em grânulos arredondados, semelhantes a gotas, a despeito de sua colocação alta na série cristaloblástica. A regra é, porém, suficientemente consistente para fornecer evidência valiosa 3


no sentido de saber se certas rochas são metamórficas ou ígneas. Por exemplo, uma rocha contendo anfibólio e plagioclásio, na qual os cristais de plagioclásio são euédricos, deve ser certamente de origem ígnea, isto é, deve ser um diorito ou um gabro e não um anfibolito metamórfico. Ou então, se o plagioclásio é euédrico em relação ao ortoclásio a rocha deve ser uma ígnea (ou metaígnea), pois nos metamorfitos s.s. os dois minerais tendem a ser xenoblásticos.

Por que alguns minerais metamórficos são mais euédricos do que outros? De modo diferente dos magmatitos, em que os minerais que se cristalizam primeiro são rodeados pela fusão e podem desenvolver suas faces cristalinas livremente, nas rochas metamórficas os cristais sempre se desenvolvem num meio sólido. Portanto, em metamorfitos a perfeição de forma de um cristal tem um significado bem diferente e está ligada à capacidade de uma espécie mineral “impor” suas faces aos minerais adjacentes, o que depende da energia livre de superfície. A energia livre de superfície da borda de um cristal depende da orientação da borda em relação ao retículo cristalino. Quando há uma correlação entre a energia livre de borda de grão e a orientação do retículo cristalino os minerais são anisótropos em relação à energia livre de superfície. Estes minerais tendem a ser limitados por certos planos cristalográficos, que são faces com a menor energia livre de superfície e são euédricos a subédricos (Vernon, 1976). A energia livre de superfície existe, porque na periferia de cristais a estrutura atômica é muito mais desordenada do que no interior, pois nesta zona ocorrem ligações químicas insatisfeitas ou distorcidas (Best, 1982). Alguns planos cristalográficos, com a maior densidade atômica e o menor espaçamento interplanar, têm energia livre de superfície mais baixa do que outros e são, portanto, mais estáveis. Tais planos cristalográficos é que tenderão a constituir as faces dos cristais euédricos, pois são mais estáveis termodinamicamente. Minerais fortemente anisotrópicos em relação à energia livre de superfícies são os que possuem um grande poder de cristalização (Spry, 1969) e são freqüentemente euédricos, como granadas, pirita, estaurolita etc. Outros minerais como quartzo, feldspatos e cordierita, são fracamente anisótropos e tendem a constituir, normalmente, cristais anédricos. Nestes minerais as bordas dos grãos terão todas a mesma energia livre e não serão associadas a nenhum plano cristalográfico (face) específico. 6. MICROESTRUTURAS REFERENTES À GEOMETRIA DOS GRÃOS ANÉDRICOS Poligonal (Fig. 2): ocorre em agregados monominerálicos em que os cristais são limitados por superfícies planas de modo que, em duas dimensões, apresentam uma forma poligonal (muitas vezes com 5 ou 6 lados), com contatos retilíneos e junções tríplices que se encontram em ângulos de aproximadamente 120 o. É comum em agregados monominerálicos de quartzo que sofreram recristalização estática, isto é, na ausência de deformação. Em três dimensões os grãos assemelhamse a octaedros com os vértices truncados. Esta forma dos grãos em arranjos monominerálicos é a de menor energia livre interfacial, isto é, o agregado aproxima-se de um equilíbrio termodinâmico. É importante lembrar que os cristais poligonais são anédricos (e não euédricos), pois as superfícies que os limitam não são as faces do cristal, apesar de planas. O arranjo poligonal apenas reflete o ajuste mútuo de cristais da mesma espécie mineral auxiliado por energia térmica, a fim de constituir um agregado termodinamicamente mais estável. Agregados monominerálicos de outros minerais, como feldspatos, carbonatos etc. também podem exibir este hábito. No caso dos feldspatos, a recristalização estática de agregados monominerálicos ocorre apenas em temperaturas altas (comumente na fácies granulito, T>700 o C), enquanto que no quartzo ela pode ocorrer em temperaturas bem menores (T ≥300o C). Interlobado (Fig. 3): grão com bordas lobadas, côncavo-convexas. É uma das formas mais comuns dos cristais anédricos. Amebóide (Fig. 4): grão com bordas altamente sinuosas, como uma ameba. 4


Fig. 2: Poligonal

Fig. 3: Interlobada

Fig. 4: Amebóide

Suturado/serrilhado (Fig. 5): os grãos são altamente irregulares e os contatos entre eles são superfícies finamente reentrantes, como uma serra. Resulta da recristalização durante metamorfismo dinâmico e é encontrada comumente em agregados monominerálicos de quartzo nos milonitos. Este tipo representa o oposto do hábito poligonal, pois os cristais têm uma área superficial relativamente grande e, portanto, apresentam uma energia livre de superfície bem maior. São termodinamicamente mais instáveis e, no caso de haver aumentos de temperatura, tendem a tornar-se mais regulares através de processos de recristalização por migração de borda de grão ( grain boundary migration).

Fig. 5 Suturada ou serrilhada

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Alongado/discóide (ribbon) (Fig. 6): cristal (comumente de quartzo) de forma planar (discóide) ou linear (alongado), encontrado principalmente em rochas miloníticas. Resulta de um extremo achatamento ou constricção de um grão maior. O ribbon pode exibir feições de deformação interna como extinção ondulante, lamelas de deformação, subgrãos ou mesmo estar recristalizado internamente em agregados de novos grãos. Em certos tipos de gnaisses de alto grau e granulitos também ocorrem cristais de quartzo alongados, porém sem deformação interna, chamados de platty quartz (ou Plattenquarz , no original alemão). É provável que sejam o produto da recuperação de cristais fortemente deformados, associada à migração de borda de grãos e recristalização estática. Os cristais seriam alongados porque outros minerais impediriam o crescimento nas direções perpendiculares à foliação (Passchier & Trouw, 1996).

Fig. 6: Alongada ou discóide

7. MICROESTRUTURAS REFERENTES À GEOMETRIA DOS AGREGADOS DE GRÃOS

Granoblástica (Fig. 7): microestrutura equigranular em que os cristais constituem um mosaico de grãos equidimensionais e geralmente xenoblásticos.

Fig. 7: Granoblástica

Lepidoblástica (Fig. 8): microestrutura constituída de agregados de cristais tabulares ou lamelares de filossilicatos (micas, cloritas etc.) apresentando forte orientação dimensional preferencial planar, responsável pela geração de uma foliação. É comum fazer-se uma classificação descritiva da foliação resultante da orientação de filossilicatos ou mesmo de minerais prismáticos, aciculares ou alongados. A Figura 13 ilustra alguns tipos de foliações mais comuns, que são clivagem ardosiana, xistosidade, clivagem de crenulação e disjuntiva.

Fig. 8: Lepidoblástica (mica)

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Granolepidoblástica (Fig. 9): quando uma rocha exibe uma combinação das microestruturas granoblástica e lepidoblástica. É comum em gnaisses e xistos mais ricos em quartzo ou feldspatos. Fig. 9: Granolepidoblástica

Nematoblástica (Fig. 10): quando cristais aciculares ou prismáticos (anfibólios, sillimanita, turmalina etc.) apresentam uma orientação dimensional preferencial linear. Esta microestrutura é responsável pela formação da lineação mineral em rochas foliadas. Granonematoblástica: quando uma rocha exibe uma combinação das microestruturas granoblástica e nematoblástica. Fig. 10: Nematoblástica (anfibólio)

Decussada (Fig. 11): quando cristais inequidimensionais prismáticos ou tabulares (micas, anfibólios, etc.) tendem a uma orientação aleatória, isto é, a um arranjo sem orientação preferencial. É mais comum nos metamorfitos de contato ou para minerais pós-tectônicos, resultantes do crescimento na ausência de um esforço dirigido. Fig. 11: Decussada

Porfiroblástica (Fig. 12): é uma microestrutura inequigranular composta de grãos grandes (os porfiroblastos) que cresceram durante o metamorfismo, dispostos numa matriz fina. Segundo Vernon (1976), porfiroblastos são formados quando a taxa de nucleação (N) de um mineral é pequena em relação à taxa de crescimento (C). Se esta relação N/C é grande, serão produzidos muitos cristais pequenos e vice-versa. A forma euédrica comum de porfiroblastos de certos minerais como estaurolita é difícil de explicar pelos mecanismos de crescimento normais. Seria de se esperar formas interlobadas ou amebóides, refletindo um ajuste a grãos vizinhos. É provável que durante o seu crescimento, os porfiroblastos podem estar rodeados por uma película de uma fase fluida, de modo que na realidade o cristal está crescendo num fluido e assim pode desenvolver-se a forma cristalina de menor energia independente dos minerais vizinhos. Segundo Vernon (1976), talvez o mesmo resultado possa ser alcançado pelo acúmulo, ao longo da borda, de material (impurezas) não 7


necessário ao porfiroblasto em crescimento. Estas impurezas poderiam alterar a energia livre interfacial a tal ponto que faces cristalinas iriam poder desenvolver-se livremente.

Fig.12: Porfiroblástica, matriz lepidoblástica

FOLIAÇÃO CONTÍNUA (não há micrólitons) Clivagem ardosiana (granulação fina)

Xistosidade (granulação grossa)

FOLIAÇÃO ESPAÇADA (há micrólitons separando os domínios da clivagem) Clivagem de crenulação

Disjuntiva

Domínios da clivagem Micrólitons Gradacional Discreta Fig. 13: Classificação morfológica, em escala microscópica, de alguns tipos mais comuns de foliações (Passchier & Trouw 1996, Dorado 1988, Borradaile et al . 1982, Wimmenauer 1985) 8


Quando porfiroblastos contêm numerosas inclusões diminutas de outros minerais, a microestrutura é poiquiloblástica (Fig. 14) ou peneira ( sieve texture), no caso do número de inclusões ser extremamente grande. Os minerais inclusos foram incorporados pelo porfiroblasto durante o seu crescimento, isto é, não são minerais formados pela alteração deste. As microestruturas maculosa e mosqueada (Fig. 15) consistem em porfiroblastos que se apresentam na forma de "manchas" disseminadas numa matriz muito fina, às vezes dificilmente identificáveis microscopicamente devido à sua recristalização incipiente. Minerais que comumente constituem estas manchas são cloritóide, cordierita, andaluzita e biotita. A microestrutura maculosa transiciona para a mosqueada e esta para a porfiroblástica. A microestrutura mosqueada ou maculosa é mais comum em hornfels (rochas de metamorfismo de contato), como nos xistos mosqueados ( spotted slates).

Fig. 15: Maculosa/ mosqueada Fig. 14: Porfiroblástica poiquiloblástica

A proporção de inclusões num porfiroblasto (Fig. 16) depende da taxa de crescimento do porfiroblasto relativo à taxa de difusão do material a ser incluído através do porfiroblasto e ao longo de suas bordas (Vernon, 1976). Grãos incorporados completamente são difíceis de serem removidos devido à baixa taxa de difusão através do retículo na maioria das condições metamórficas. Se, porém, a fronteira do cristal avança lentamente e se a taxa de difusão nas bordas for suficientemente elevada, o material que compõe grãos adjacentes ao cristal em crescimento pode difundir (comumente dissolvido numa película fluida) e assim estes grãos não serão englobados. Principalmente nos estágios iniciais do desenvolvimento de porfiroblastos, porém, as suas fronteiras costumam mover-se muito depressa e os cristais podem ficar com numerosas inclusões (porfiroblastos poiquiloblásticos ) (Fig. 14). É comum as inclusões na porção central do cristal serem menores do que os cristais do mesmo mineral na matriz fora do porfiroblasto, sugerindo que as inclusões foram incorporadas em estágios precoces da recristalização da rocha, quando a granulometria ainda era menor (uma alternativa seria a de que as inclusões foram marginalmente dissolvidas para fornecer constituintes químicos ao porfiroblasto e por isso ficaram menores).

Porfiroclástica (Fig. 17, 18 e 19): microestrutura composta por grãos relícticos grandes (porfiroclastos) numa matriz mais fina produzida por recristalização dinâmica (milonitização) ou fragmentação (cataclase). Os porfiroclastos são grãos (ou agregados de grãos) que ficaram preservados do episódio deformacional. É preciso cuidado para não confundir porfiroclastos com os clastos detríticos em metassedimentos.

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b

c

Fig. 16: Estágios de crescimento de um porfiroblasto através da reação química entre dois minerais, um granoblástico e o outro tabular. Em (a) e (b) o porfiroblasto cresce englobando relictos do mineral granoblástico, que por ser mais abundante do que o mineral tabular, não é todo consumido na reação. Em (c) as condições do crescimento mudaram, talvez este tornou-se mais lento, permitindo difusão dos elementos do mineral tabular das circunvizinhanças até o porfiroblasto. O porfiroblasto agora desenvolve faces cristalinas e não tem mais inclusões do mineral granoblástico, que é todo consumido nas reações (Best, 1982)

Fig. 17: Cataclástica

Fig. 18: Milonítica;. P=porfiroclasto

Fig. 19: Núcleo-manto

(palavra alemã = olhos): quando se têm grãos monominerálicos ou poliminerálicos, lenticulares, numa matriz xistosa. Ela é comum em xistos e gnaisses. Os augen podem ser porfiroblastos, isto é, grãos maiores, que se cristalizaram in situ, ou porfiroclastos (Fig. 18 e 19), isto é, grãos maiores, relícticos do protólito, que sobreviveram a um evento de deformação/recristalização da rocha. Augen

Milonítica (Fig. 18): constituída de uma matriz fortemente foliada resultante de um processo deformacional dúctil, com redução da granulometria em decorrência de uma recristalização dinâmica dos minerais em zonas de cisalhamento. Nesta matriz encontram-se freqüentemente porfiroclastos, que são grãos relícticos, maiores do que os constituintes da matriz e que ficaram preservados por serem menos dúcteis. A matriz fina contorna os porfiroclastos conferindo à rocha um aspecto de fluxo. A microestrutura núcleo-manto (= mortar, moldura ou alvenaria) (Fig. 19 e 22f) é aquela em que se têm porfiroclastos (o núcleo) emoldurados por finos agregados de cristais do mesmo mineral, que foram produzidos por sua recristalização dinâmica marginal (o manto). Cataclástica (Fig. 17): constituída por cristais maiores e/ou fragmentos policristalinos da rocha original dispersos numa matriz fina e não foliada, formada em virtude da quebra, isto é, da deformação rúptil da rocha. É comum em zonas de falhas rasas.

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8. MICROESTRUTURAS INDICATIVAS DA RELAÇÃO TEMPORAL ENTRE BLASTESE E DEFORMAÇÃO Nos cinturões orogenéticos as rochas são submetidas a um metamorfismo dinamotermal, também chamado de regional ou orogênico. Neste tipo de metamorfismo, múltiplos episódios de deformação e, às vezes, térmicos, são responsáveis pela formação de várias gerações de minerais. As estruturas típicas são as foliações, que se associam comumente a lineações minerais e a dobras. As análises de campo e de lâminas delgadas destas rochas procuram estabelecer as fases de deformação a que foram submetidas e quais minerais formaram-se antes, durante ou depois de cada fase de deformação. Minerais de um metamorfito podem ter-se formado antes, durante ou depois de uma determinada fase de deformação registrada pelas microestruturas na rocha. Portanto, em relação a uma determinada fase de deformação um mineral pode ser classificado em: Pré-tectônico (ou pré-cinemático), quando a deformação ocorreu após a formação do mineral. Sin-tectônico (ou sincinemático), quando a deformação ocorreu simultaneamente à recristalização do mineral. Pós-tectônico (ou pós-cinemático), quando a recristalização do mineral deu-se após o episódio deformacional. Intertectônico (ou intercinemático), quando a rocha sofreu mais de um evento deformacional e um mineral cresceu entre duas fases de deformação. O entendimento das relações cronológicas entre a deformação e o crescimento mineral baseia-se nas observações microestruturais em seções delgadas. Na atualidade, acredita-se que as reações químicas que formam os minerais dão-se sob volume constante, isto é, que os minerais crescem através de um mecanismo de substituição em que não há variações volumétricas. Uma teoria mais antiga, ainda defendida por alguns autores (p. ex. Augustithis, 1985), é a de que os minerais crescem exercendo uma força de cristalização nas suas circunvizinhanças. Esta “força de cristalização” seria suficiente para empurrar e deformar a matriz adjacente ao cristal em crescimento, gerando foliações curvadas ao redor dos porfiroblastos. Hoje, porém, sabe-se que os porfiroblastos não deformam a matriz envolvente por empurrá-la, mas que foliações encurvadas são o resultado da deformação da matriz após o crescimento do cristal, isto é, a matriz se molda ao porfiroblasto pré-existente. Se a matriz já apresenta foliações ou outras estruturas, cristais póstectônicos vão crescer sobre estas, sem deformá-las. Num trabalho clássico Zwart (1962) apresenta nove tipos de relações geométricas entre porfiroblastos e foliações, que são consideradas como diagnósticos para análises cronológicas (Fig. 20). Segundo a convenção usual, as superfícies S internas, delineadas por inclusões nos porfiroblastos, são chamadas de Si, e as superfícies S externas, na matriz adjacente, de Se. Estas S são foliações geradas por crescimento sintectônico de filossilicatos (micas, cloritas etc.), anfibólios, grafita, hematita ou de outros minerais de hábito tabular ou prismático/acicular. Tais minerais têm a tendência de crescer com a sua maior dimensão orientada perpendicularmente à direção de esforço máximo. Embora simples à primeira vista é necessário uma cuidadosa interpretação dos cristais da Figura 20 para evitar ambigüidades ou mesmo erros. Por exemplo, o porfiroblasto do tipo 1 é, na realidade, intertectônico, tendo-se formado após a geração S i (que nele está inclusa) e antes de S e, isto é, ele é pré-tectônico somente em relação à fase de formação que gerou a foliação externa ao porfiroblasto. Em 7 e 8 a blastese é pré- e sintectônica somente em relação à segunda fase deformação que causou a crenulação, mas não em relação à primeira deformação que gerou a foliação inclusa nos porfiroblastos na forma de uma S i. Os desenhos 7 e 8 também são incompletos, pois não apresentam distorções da crenulação próximo aos porfiroblastos, já que estes tenderiam a afetar os planos axiais da crenulação junto às suas bordas laterais, conforme ilustrado na figura 21. 11


Em 9 o porfiroblasto é pós-tectônico em relação a duas fases de deformação, a primeira gerou a foliação e a segundo crenulou esta foliação. Na natureza existem outras possibilidades além das nove fundamentais do desenho da Fig. 20. Por exemplo, certos porfiroblastos podem ter núcleos pré-tectônicos e bordas sin-tectônicas, ou núcleos sin-tectônicos e bordas pós-tectônicas (Fig. 25c).

Fig. 20: As nove relações diagnósticas entre porfiroblastos e matriz (modificado de Zwart, 1962) para identificar cristalização antes, durante ou após um determinado evento de deformação.

Fig. 21: Porfiroblasto sin-tectônico gerado durante a crenulação da foliação mais antiga S1. Observa-se que S2 (plano axial das microdobras) está encurvada nas adjacências do porfiroblasto.

8.1 EVIDÊNCIAS DE CRISTALIZAÇÃO PRÉ-TECTÔNICA Os cristais pré-tectônicos (Fig. 22) são distinguidos por apresentar vários indícios de deformação, como extinção ondulante, fraturas, kink bands, boudinagem, clivagens ou maclas tortas, geminação mecânica, recristalização dinâmica parcial e feições de exsolução, tais como certas pertitas. Foliações que se formam posteriormente envolvem os porfiroblastos pré-existentes, que exibem, com freqüência, sombras de pressão. A Fig. 20 (Zwart, 1962) mostra três porfiroblastos pré-tectônicos (1, 4 e 7). Em 1, observase que S i (foliação relíctica dentro do porfiroblasto) é plana e que S e (foliação externa ao porfiroblasto) está deformada junto ao porfiroblasto. Este porfiroblasto cresceu sobre uma foliação já existente, a qual ficou preservada de modo relíctico no seu interior constituindo a S i. Depois do crescimento do porfiroblasto a rocha sofreu uma deformação por cisalhamento simples. Possivelmente o porfiroblasto foi rotacionado e formaram-se zonas de sombra de pressão nas porções superior direita e inferior esquerda. Os planos de xistosidade ficaram menos espaçados nas porções inferior direita e superior esquerda, devido a uma concentração maior de filossilicatos, já que nestas áreas há maior atuação de esforços, levando a uma dissolução por pressão de minerais como quartzo. Pela observação das posições das áreas de sombra de pressão e das áreas de 12


concentração dos planos de xistosidade pode-se deduzir o sentido de movimento do cisalhamento, que no caso das figuras 1 e 2 de Zwart (1962) é dextral (Fig.20). O porfiroblasto 4 difere do 1 por ter sido gerado durante uma deformação por cisalhamento puro. Ele também é pós-tectônico em relação ao evento que gerou a foliação S i, que é perfeitamente plana. Depois da sua formação, houve nova fase de deformação, que moldou S e ao cristal. Portanto ele é pré-tectônico em relação à fase que gerou a xistosidade envolvente.

a

b

d

e

c

f

Fig. 22: Características de cristais pré-tectônicos. (a) Extinção ondulante; (b) Porfiroblasto fraturado envolvido pela xistosidade; (c) Kink bands em biotita; (d) Maclas tortas e evanescentes em plagioclásio; (e) Porfiroblasto fraturado com sombras de pressão; (f) Cristal de anfibólio com parcial recristalização dinâmica marginal (estrutura núcleo-manto) (Spry, 1969).

Em 7 o porfiroblasto é pré-tectônico em relação à fase de deformação que crenulou a rocha. A Si é plana, logo ele cresceu depois dela. Fazendo-se uma análise crítica desta figura 7 (e também da 8, vide adiante) conclui-se que ela está incompleta, pois não mostra a deformação que necessariamente os planos axiais da crenulação da matriz teriam de apresentar nas adjacências do porfiroblasto. A Fig. 21 mostra o aspecto da matriz quando há crescimento do porfiroblasto durante a crenulação. Verifica-se que os planos axiais das microdobras (superfícies S 2) junto ao porfiroblasto são curvos, moldando-se a ele. 8.2 EVIDÊNCIAS DE CRISTALIZAÇÃO SINTECTÔNICA A maioria dos minerais de rochas de metamorfismo regional formou-se durante os episódios de deformação. Orientações preferenciais, como o alinhamento de anfibólios, de filossilicatos (micas, cloritas) e o crescimento de grãos alongados de quartzo são típicos da blastese sintectônica, gerando as foliações tão comuns em filitos, xistos e gnaisses (Fig. 8, 9, 10 e 13). Na Fig. 20 estão representados diferentes porfiroblastos sintectônicos (números 2, 5 e 8). Em 2, o porfiroblasto cresceu à medida que ia sendo rotacionado durante a deformação por cisalhamento simples. A foliação S i tem uma forma sigmoidal e torna-se concordante com S e nas bordas do grão. Esta foliação interna com aspecto sigmoidal tem o nome de microestrutura bola-deneve, quando a rotação do porfiroblasto foi maior do que 90 o (no caso de grandes rotações, a S i pode constituir uma verdadeira espiral, desde que a seção seja perpendicular ao eixo de rotação do porfiroblasto), ou rotacional, quando menor do que 90 o . A granada é um dos minerais que mais frequentamente exibem microestrutura bola-de-neve, ou rotacional, devido ao seu típico hábito equidimensional, que facilita uma rotação. Um estudo clássico sobre granadas bola-de-neve foi realizado por Schoneveld (1977). Deve-se ter cuidado para não confundir a microestrutura sin13


tectônica bola-de-neve/rotacional com a helicítica, que é pós-tectônica. Na Fig. 23 estão representados os estágios sucessivos de crescimento de uma granada do tipo bola-de-neve. Em anos mais recentes surgiram acirradas discussões em relação à origem das inclusões espiraladas em granadas. Bell et al. (1992a) e Bell & Johnson (1989) dão uma outra explicação para tais feições. Segundo estes autores, a observação cuidadosa das trilhas de inclusões em certos porfiroblastos revelam que elas são bastante complexas e comumente se truncam. Estes truncamentos são quase sempre ortogonais entre si e não poderiam formar-se por simples rotação durante um crescimento sintectônico. Eles propõem um modelo de crescimento, em que a granada iria se desenvolvendo sobre diversos conjuntos de foliações quase ortogonais, que sucessivamente obliterariam as anteriores. O processo de formação destas foliações quase perpendiculares entre si seria decorrente da repetição de episódios de encurtamento, que leva a um espessamento crustal (quando então se formariam foliações subverticais), seguido de um relaxamento crustal, que levaria a um episódio de colapso desta pilha soerguida e ao desenvolvimento da foliação sub-horizontal. Um resumo das divergências a respeito deste assunto são encontradas em Bell et al. (1992b) e Passchier et al. (1992).

a

b

c

d

e

Fig. 23: Estágios sucessivos no crescimento sintectônico de granada acompanhado de rotação (Spry, 1969)

O cristal 5 da Fig. 20 cresceu durante um evento deformacional por cisalhamento puro. À medida que ele foi se desenvolvendo, a foliação externa adjacente ia sendo englobada, formando a Si. Na porção central S i é plana, porque o porfiroblasto ainda era pequeno e praticamente não atrapalhava a planaridade da foliação externa. Mas à medida que o porfiroblasto ia ficando maior, cada vez mais ele atrapalhava a planaridade da matriz, que então passava a moldar-se a ele. Assim foram sendo englobadas foliações progressivamente mais curvas do centro para as extremidades superior e inferior do cristal. O porfiroblasto 8 (Fig. 20) cresceu durante a fase de deformação que crenulou a rocha. Observa-se que no centro a S i é plana e vai se tornando progressivamente mais crenulada para as bordas. Portanto, o porfiroblasto é sintectônico em relação à fase de deformação que crenulou a rocha (mas ele é pós-tectônico em relação à fase que gerou a foliação plano-paralela). Conforme discutido para o porfiroblasto 7, também a figura 8 não bem está correta, pois não representa a deformação da matriz crenulada junto ao porfiroblasto. A feição microestrutural mais apropriada para a matriz seria semelhante à da Fig. 21. 8.3 EVIDÊNCIAS DE CRISTALIZAÇÃO PÓS-TECTÔNICA Cristais pós-tectônicos não têm orientação preferencial. No caso de minerais de hábito tabular ou prismático, como micas e anfibólios, a orientação é aleatória e a microestrutura é chamada de decussada (Fig. 11). Porfiroblastos pós-tectônicos, que cresceram em rochas já foliadas, não causarão a deformação desta xistosidade, que termina contra as suas faces sem ser defletida. Às vezes esta xistosidade pode ficar preservada de modo relíctico dentro do porfiroblasto na forma de uma foliação interna chamada de Si, constituída por trilhas de opacos alongados e/ou de pequenos cristais elípticos de quartzo. A S i é contínua à foliação externa ao porfiroblasto, chamada de Se. Esta Si relíctica, que às vezes pode até retratar dobras, constitui as inclusões helicíticas. 14


Microestrutura helicítica (Fig. 24a e 25a) é, portanto, uma foliação relíctica preservada em cristais pós-tectônicos. A Fig. 24b mostra cristais pós-tectônicos grandes de mica, que cresceram discordantes sobre uma foliação pré-existente. Em 24c a dobra é composta por cristais indeformados de mica. Portanto, os cristais originais da dobra foram substituídos por outros, isentos de deformação, durante um crescimento pós-tectônico. A Fig. 24d mostra um agregado de cloritas decussadas que constituem uma pseudomorfose sobre uma granada. Como as cloritas não exibem orientação preferencial, deduz-se que a substituição da granada foi na ausência de um evento deformacional.

a

b

c

d

Fig. 24: Características de cristais pós-tecônicos: (a) Porfiroblasto de cianita que cresceu sobre uma matriz crenulada; (b) Micas decussadas que cresceram numa rocha foliada; (c) Micas poligonizadas retratando uma dobra, os cristais não apresentam-se encurvados, logo devem ter-se recristalizado após o dobramento; (d) Pseudomorfose de clorita decussada sobre granada (Spry, 1969).

Na Fig. 20 há três porfiroblastos pós-tectônicos, os de números 3, 6 e 9. Nos casos 3 e 6 o porfiroblasto cresceu sobre uma foliação plano-paralela. Observa-se que ele não afeta a morfologia da foliação nas suas adjacências. O porfiroblasto 9 cresceu numa rocha crenulada. Nos três tipos a Si é concordante com S e. Mesmo se não houvesse S i relíctica, seria possível deduzir que os porfiroblastos são pós-tectônicos em relação à fase de deformação que gerou a matriz foliada, porque Se termina nas faces dos cristais sem ser defletida. No resumo acima sobre os principais critérios para a identificação de minerais pré-, sin- e pós-tectônicos verifica-se que geralmente torna-se necessária a observação das superfícies internas (Si) nos porfiroblastos. Quando elas estiverem ausentes, torna-se difícil separar porfiroblastos prétectônicos dos sin-tectônicos, pois o aspecto de S e é o mesmo para os dois casos. 8.4 EVIDÊNCIAS PARA MAIS DE UM EVENTO DE DEFORMAÇÃO E/OU RECRISTALIZAÇÃO Durante um ciclo tectonometamórfico podem ocorrer vários episódios ou fases de deformação, que podem ser registradas nas microestruturas das rochas. As estruturas dessas rochas são complicadas porque contém dobras, lineações, foliações e porfiroblastos de diferentes idades. A análise cuidadosa das feições microestruturais permite deduzir-se a seqüência de formação dos minerais em relação às várias fases de deformação. Os porfiroblastos 1, 4 e 7 da Figura 20, por exemplo, são inter-tectônicos, conforme já discutido anteriormente. A Fig. 25 também mostra algumas feições características em rochas polideformadas. Na Fig. 25a tem-se um porfiroblasto helicítico envolvido por uma foliação. Este porfiroblasto é posterior à geração da crenulação preservada no seu interior (S i) e anterior à foliação externa Se. Portanto, ele é intertectônico. Esta rocha foi submetida a três fases de deformação. Em 15


Dn-2 formou-se uma foliação que foi crenulada num evento D n-1 ficando preservada como dobras helicíticas dentro do porfiroblasto. Em D n foi então gerada a foliação principal S n da rocha, que obliterou todas as foliações anteriores e que contorna o porfiroblasto. Na Fig. 25b observa-se uma clivagem de crenulação formada em decorrência do dobramento de uma foliação mais antiga. Portanto, esta rocha sofreu, no mínimo, duas fases de deformação D n e Dn+1. Em Dn formou-se a foliação Sn, que foi crenulada num evento D n+1, quando então foi gerada a foliação mais jovem S n+1. Em 25c tem-se uma granada cujo núcleo apresenta uma S i espiralada (logo o núcleo é sintectônico com rotação), mas a borda, isenta de inclusões, poderia ser pós-tectônica.

a

b

c

Fig. 25: Feições microestruturais em rochas polideformadas. (a) Cristal helicítico, pós-tectônico em relação a Si (cuja crenulação indica duas fases de deformação) e pré-tectônico em relação a Se; (b) Clivagem de crenulação discreta; (c) Granada com núcleo sintectônico e borda pós-tectônica (Spry 1969).

Tanto durante o resfriamento de um corpo rochoso depois de encerrado o ciclo metamórfico, quanto durante o processo de erosão, que faz com que as rochas de grandes profundidades sejam gradualmente posicionadas em níveis crustais menos profundos e, consequentemente, de menor T e P, as rochas metamórficas sofrem processos de um metamorfismo regressivo , em que minerais de graus metamórficos altos são substituídos por minerais de graus mais baixos (p. ex.: cloritização de biotita, saussuritização de plagioclásios, uralitização de piroxênios). No entanto as alterações retrometamórficas são normalmente incipientes, porque estas reações envolvem água, a qual não se encontra mais à disposição em rochas de grau alto, fortemente desidratadas. Usando os critérios microestruturais descritos torna-se possível estabelecer uma seqüência cronológica do crescimento dos minerais nas diferentes fases de deformação da rocha. Resultados das análises cronológicas relativas ao crescimento dos minerais e às fases de deformação são compilados na forma de gráficos conforme mostra a Fig. 26. Neste exemplo a rocha foi submetida a três fases de deformação e os minerais são de diferentes idades.

Fig. 26: Crescimento de minerais num metamorfito, em relação a 3 fases de deformação (Mason, 1978).

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9. MICROESTRUTURAS RESULTANTES DA DEFORMAÇÃO Os principais mecanismos que levam à mudança de forma dos corpos rochosos em virtude de processos deformacionais são os processos cataclásticos , os processos de plasticidade intracristalina (processos cristal-plásticos) e os processos de transferência de massa por difusão. Rochas submetidas a uma intensa deformação podem acomodar estes esforços de modo rúptil ou dúctil. No primeiro caso, formam-se os cataclasitos, caracterizados por sua microestrutura cataclástica (Fig. 17). No segundo caso, as rochas são deformadas em regiões crustais mais profundas (mais de 10 a 15km) e, portanto, em condições de temperaturas mais elevadas (T>250-350 oC) (Sibson, 1977) e o regime de deformação é predominantemente dúctil. Neste estado de semiplasticidade forma-se a foliação milonítica (Fig. 18) através da redução granulométrica em decorrência de ativa recristalização dinâmica. Há vários parâmetros que influem no comportamento mais dúctil ou mais rúptil das rochas. Um deles é a sua composição mineralógica, pois há minerais mais ou menos dúcteis para as mesmas condições de temperatura e taxa de deformação. Um parâmetro importante é a temperatura: quanto maior, mais dúctil será o comportamento da rocha. Um outro fator é a taxa de strain, isto é, a velocidade com que a rocha é deformada: quanto maior, menos dúctil será o comportamento da rocha. Um fator adicional, que influi sobremaneira no comportamento de uma rocha durante a deformação, é a presença de uma fase fluida, a qual é, em geral, aquosa. Existem duas possibilidades bem distintas: deformação sob condições anidras e deformação com percolação de água. Comumente as zonas de cisalhamento agem com "coletoras" para a água das circunvizinhanças, que aqui se concentra. A água propicia o abrandamento ( softening ) da rocha através da hidrólise dos minerais e através da participação em reações minerais, como a sericitização de feldspatos segundo a reação (não balanceada): ortoclásio + plagioclásio = moscovita + quartzo + Na + + Ca2+. Portanto, as microestruturas geradas na presença de uma fase fluida aquosa são bem diferentes daquelas geradas em condições anidras, porque podem ocorrer também reações de hidratação. No quadro abaixo tem-se os tipos básicos de microestruturas cataclásticas e miloníticas dependendo da proporção entre a matriz e porfiroclastos e da presença ou ausência de uma foliação na matriz. % de matriz Natureza da matriz

10-50

50-90

90-100

Maciça

Protocataclástica

Cataclástica

Ultracataclástica

Foliada

Protomilonítica

Milonítica

Ultramilonítica

9.1 PROCESSOS CATACLÁSTICOS O fraturamento ou cataclase dos minerais ocorre, em geral, em zonas de falha de pequena profundidade. Os fragmentos produzidos podem deslizar uns pelos outros e a rocha muda de forma devido ao processo de fluxo cataclástico. As microestruturas dos cataclasitos são caracterizadas pelas formas angulosas dos clastos, por fraturamento generalizado, por uma grande variação granulométrica e pela ausência de foliações (Twiss & Moores, 1992). Em alguns casos, os cataclasitos associam-se a veios de pseudotaquilitos, que são rochas vítreas ou criptocristalinas, geradas por fusão devido a um grande calor de fricção nos planos de falhas em zonas de abalos sísmicos.

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9.2 PROCESSOS DE PLASTICIDADE INTRACRISTALINA

Defeitos reticulares: vazios e discordâncias Cristais com retículos cristalinos perfeitos são extremamente difíceis de serem deformados. No entanto, a maioria possui imperfeições reticulares, o que possibilita a deformação do retículo cristalino com um esforço muito menor. Estes defeitos podem ser pontuais (p. ex.: vazios), lineares (p. ex.: discordâncias) ou planares (p. ex.: planos de maclas, paredes de discordâncias, fronteiras de kink bands). Destes, os defeitos mais importantes na deformação reticular são os vazios e as discordâncias (Hobbs et al. 1976, Suppe 1985, Nicolas & Poirier 1976). Os defeitos pontuais são os vazios (= vacâncias, vacancies), quando há falta de átomos em determinadas posições reticulares, ou as impurezas, quando se têm átomos adicionais dentro do retículo. Os vazios reticulares permitem a transferência de massa por difusão intracristalina, chamada de "Nabarro-Herring creep". Os defeitos lineares são chamados de discordâncias (dislocations). São defeitos incorporados nos cristais durante o seu crescimento ou que são adquiridos durante a deformação. No caso mais simples, são devidos a erros no "empilhamento" das unidades reticulares, do que resultam planos atômicos que não atravessam o cristal todo, isto é, eles são incompletos. Discordância é a última linha de átomos deste plano cristalográfico descontínuo. A figura 27 mostra um retículo cristalino com dois planos cristalográficos “defeituosos”, representados por T e . Esse tipo de discordância é chamado de cunha (edge dislocation). As duas linhas de discordância localizam-se onde terminam os planos cristalográficos e orientam-se perpendicularmente ao plano do desenho. Há também o caso em que o defeito resulta da torção de uma porção do retículo em relação à outra. Esse tipo de discordância é chamado de parafuso ( screw dislocation). Além disso, há também a discordância mista, em que se associam as discordâncias dos tipos cunha e parafuso. A densidade de discordâncias, expressa como o comprimento total das linhas de discordâncias por unidade de volume, é muito maior em cristais deformados. Quartzo indeformado, por exemplo, tem uma densidade de discordâncias correspondente a cerca de 10 3cm/cm2 e quartzo intensamente deformado chega a 10 12cm/cm2 (Suppe, 1985).

Fig. 27: Retículo cristalino mostrando dois planos cristalográficos incompletos, representados por T e . As duas linhas de discordância do tipo cunha localizam-se onde terminam os planos cristalográficos, orientando-se perpendicularmente ao plano do desenho.

Propagação de discordâncias A deformação de um retículo cristalino é fácil quando auxiliada pelo deslizamento de discordâncias. Isto requer um esforço até mil vezes menor do que o esforço teórico para a deformação de todo o retículo de uma só vez, pois somente uma linha de átomos precisa ser movimentada de cada vez (Best, 1982). O deslizamento de uma discordância é ilustrado na figura 28, em analogia ao arrasto de um tapete sobre o qual estão vários móveis: puxar todo o tapete é impossível, mas movimentar uma pequena porção de cada vez é fácil. Observa-se que a migração da discordância através do retículo levou a sua eliminação na borda do cristal e resultou numa mudança de forma deste. 18


Nem sempre as discordâncias podem movimentar-se através do retículo até serem eliminadas nas bordas conforme mostra a figura 28. Como o número de discordâncias dentro dos cristais tende só a aumentar durante o episódio deformacional, as linhas acabam por se emaranhar, o que impede o seu movimento. Uma tensão cada vez maior passa a ser necessária para que as mudanças de forma prossigam. Este fenômeno é chamado de endurecimento ( strain hardening ). Torna-se necessário algum mecanismo de recuperação (recovery) da estrutura cristalina, que permita o abrandamento ( softening ) e a continuação das mudanças de forma. Há vários mecanismos de recuperação. Em temperaturas baixas, o deslizamento ( slip) das discordâncias fica confinado a determinados planos cristalográficos, que são os de menor espaçamento interplanar e alta densidade atômica. No quartzo deformado em temperaturas baixas (250-450 oC) o plano basal (0001) é o plano de slip ativo. Com temperaturas crescentes passam a ser ativados também os planos romboédricos e finalmente os planos prismáticos. Em temperaturas maiores as discordâncias podem também saltar (climb) de um plano cristalográfico para outro, contornando obstáculos como impurezas. Estes são mecanismos de recuperação do retículo que fazem parte do processo chamado de fluxo de discordâncias (dislocation creep).

Fig. 28: Analogia entre a propagação de um defeito linear reticular do tipo discordância e o arrasto de um tapete em etapas (Davis, 1984).

Evidências microestruturais da propagação de discordâncias: extinção ondulante, subgrãos e novos grãos A propagação (fluxo) das discordâncias ( dislocation creep) permite a sua eliminação nas bordas ou o seu aniquilamento (quando duas discordâncias de sinais opostos se encontram, elas se aniquilam e o retículo é restaurado). Este é um fenômeno de recuperação do retículo cristalino que permite a continuação da deformação do cristal (e consequentemente também da rocha) e, portanto, a absorção da energia deformacional atuante no sistema. Durante o processo de migração de discordâncias formam-se sucessivas gerações de microestruturas como extinção ondulante, subgrãos e novos grãos. 19


a

b

Fig. 29: Distribuição das discordâncias (símbolos e T) de modo desordenado (a) e incipientemente ordenado (b), gerando extinção ondulante (a) e subgrãos (b) no cristal (Spry, 1969).

Extinção ondulante (Fig. 29a): Quando a densidade de linhas de discordâncias é grande e as mesmas se encontram distribuídas aleatoriamente através do retículo, os cristais não se extinguem homogeneamente, porém apresentam extinção ondulante sob luz polarizada cruzada. Subgrãos : Durante a migração de discordâncias através do retículo cristalino, elas podem acabar por se emaranhar, concentrando-se em zonas relativamente planares dentro do cristal. Quando a densidade de discordâncias aumenta muito nestas zonas planares, diz-se que se formaram paredes de discordâncias (dislocation walls) (Fig. 30), as quais delimitam microestruturas chamadas de subgrãos. Subgrãos são áreas discretas dentro de um cristal, separadas das porções adjacentes por fronteiras (as paredes de discordâncias), onde se concentra um grande número de discordâncias (quando as fronteiras são gradacionais, isto é, difusas, estas áreas são chamadas de bandas de deformação ). O retículo cristalino no subgrão tem uma orientação cristalográfica um pouco diferente da região adjacente. A "desorientação" relativa do subgrão em relação às áreas adjacentes do cristal não é maior do que cerca de 7 a 10o. Oticamente os subgrãos são identificados sob luz polarizada: são áreas dentro de um cristal, que se extinguem em posição um pouco diferente das regiões circunvizinhas, sendo que os seus contatos são abruptos. Lamelas de deformação são feições encontradas mais comumente em quartzo deformado sob baixas temperaturas, que se caracterizam por delgadas faixas com relevo um pouco mais elevado e cor de interferência diferente das adjacências e pela tendência a uma orientação preferencial sub-basal. São delgados subgrãos alongados onde há uma elevada concentração de emaranhados de discordâncias e arranjos de inclusões fluidas ou sólidas (Passchier & Trouw, 1996). Paredes de discordâncias (a)

Subgrãos Fig. 30: (a) Alinhamento de discordâncias formando uma parede de discordâncias (Hobbs et al., 1976); (b) Paredes de discordâncias e subgrãos (Best, 1982). 20


Novos grãos : Novos grãos são cristais gerados durante o processo deformacional por processos de recristalização dinâmica às custas de grãos fortemente deformados. O seu tamanho é menor do que os grãos originais. Com o prosseguimento da atuação da deformação, os novos grãos, por sua vez, também vão adquirir extinção ondulante e subgrãos e podem vir a ser recristalizados em outros novos grãos, isto é, o processo é contínuo. 9.3 PROCESSOS DE RECRISTALIZAÇÃO DINÂMICA Recristalização dinâmica por rotação de subgrãos: Se a densidade de discordâncias nas paredes que limitam os subgrãos aumenta muito, a "desorientação" do retículo do subgrão em relação ao cristal original pode tornar-se maior do que cerca de 7 a 10 o (Fig. 31). Neste caso, tem-se agora um novo grão, que é um cristal com individualidade própria. Houve aqui um processo denominado recristalização dinâmica por rotação de subgrãos . Este fenômeno é facilitado sobremaneira pela hidrólise, ocorrendo, neste caso, até mesmo em rochas deformadas em baixas temperaturas. A rotação de um subgrão é relativa e não significa uma ruptura do retículo e um giro no sentido físico, mas sim uma desorientação progressiva da estrutura reticular de uma porção do cristal original. O processo pode levar a uma recristalização total dos cristais originais em agregados de novos grãos mais finos. O tamanho dos novos grãos é mais ou menos igual ao dos subgrãos dos porfiroclastos remanescentes e isto constitui uma evidência para a atuação do processo de recristalização dinâmica por rotação de subgrãos.

Fig. 31: "Desorientação" relativa de uma porção do retículo limitada por paredes de discordâncias: quando o ângulo ß é maior do que 7 a 10o, a área corresponderá a um novo grão (em caso contrário ter-se-á um subgrão) (Poirier, 1985).

Oticamente diferenciam-se novos grãos e subgrãos na posição de iluminação máxima do cristal original (sob luz polarizada cruzada): os subgrãos perdem as suas características óticas próprias e não se distinguem, todos ficam com a mesma cor de polarização, que é a do cristal hospedeiro original; os novos grãos, por sua vez, não perdem nesta posição a sua individualidade ótica e são distinguidos facilmente por terem outra cor de polarização.

Recristalização dinâmica por migração de borda de grão ( grain boundary migration): Átomos da borda de um grão com uma alta densidade de discordâncias no contato com um grão com baixa densidade de discordâncias podem reorganizar-se de modo a se ajustar ao retículo do cristal vizinho menos deformado. Deste modo a superfície de contato entre os dois cristais será deslocada e ocorrerá o crescimento do cristal menos deformado às custas do mais deformado. A borda do grão 21


pode adentrar-se pelo cristal mais deformado (fenômeno de bulging ) e eventualmente constituir novos cristais com uma menor energia livre interna (Fig. 32).

Fig. 32: Recristalização dinâmica por migração de borda de grão. A borda do cristal menos deformado (incolor) forma uma protuberância (bulge), que cresce às custas do mais deformado (cinza). A “barriga” pode desenvolver-se e constituir um novo grão. Dentro do cristal cinza (mais deformado) também pode ocorrer a formação de um núcleo cristalino que cresce por migração de borda, constituindo um novo grão com estrutura cristalina menos deformada (Passchier & Trouw, 1976).

Regiões do cristal fortemente deformadas são aquelas com uma alta densidade de defeitos reticulares, tais como paredes de discordâncias, bordas de kink bands ou bordas dos grãos. A energia deformacional ali acumulada pode propiciar a formação de novos núcleos cristalinos e o seu crescimento às custas do cristal hospedeiro. O novo grão terá uma densidade de discordâncias bem menor e, portanto, será mais brando ( soft ), facilitando a continuação da deformação da rocha. A recristalização dinâmica por grain boundary migration gera novos grãos que costumam ser bem menores do que os subgrãos dos porfiroclastos remanescentes, o que constitui uma evidência para este processo. Na rochas parcialmente recristalizadas dinamicamente, a microestrutra é constituída por porfiroclastos relativamente grandes e uma matriz fina e de granulação relativamente uniforme. Esta granulação dos novos grãos da matriz depende da composição mineralógica, da temperatura, do stress diferencial e da magnitude da deformação (Passchier & Trouw, 1996). Os contatos entre os novos grãos tendem a ser extremamente irregulares, do tipo serrilhado (Fig. 5).

Recristalização dinâmica por deslizamento de borda de grão ( grain boundary sliding ): No caso de deformação em altas temperaturas e em rochas de fina granulação pode ocorrer um "deslizamento" dos grãos uns em relação aos outros. O deslizamento associa-se a uma difusão de matéria, o que inibe o aparecimento de vazios no contato entre os grãos. A migração de matéria pode ocorrer por difusão sólida ( solid-state diffusion creep) ou por dissolução e precipitação via fluido intergranular (Passchier & Trouw, 1996). Indícios da atuação de fluxo superplástico em rochas submetidas a elevadas magnitudes de deformação são a fina granulação e a ausência de uma orientação cristalográfica preferencial. 9.4 PROCESSOS DE RECRISTALIZAÇÃO ESTÁTICA A recristalização dinâmica gera agregados de cristais finos (os novos grãos), com contatos freqüentemente serrilhados (Fig. 5) e que apresentam deformação interna que se manifesta na forma de extinção ondulante ou subgrãos. Este tipo de agregado possui uma elevada energia livre interna e é, portanto, termodinamicamente instável. Depois que cessa a deformação, pode ocorrer a eliminação do excesso de discordâncias e migração de borda de grãos, o que leva a um aumento na granulometria e ao desenvolvimento de contatos mais regulares. Contatos intergranulares 22


serrilhados são termodinamicamente mais instáveis do que fronteiras mais regulares, porque a área superficial e, portanto, a energia livre de superfície do primeiro tipo é maior do que a do segundo tipo. Da mesma forma, um agregado de finos cristais tem uma energia livre de superfície maior do que um agregado de cristais maiores. A tendência natural é minimizar esta forma de energia pela recristalização estática, que é um fenômeno de têmpera (annealing ) pós-deformacional. A energia que promove a migração de fronteiras são as diferenças entre as energias deformacionais internas dos grãos: os menos deformados, e portanto mais estáveis, crescem expandindo as suas fronteiras às custas dos cristais vizinhos mais deformados. A microestrutura típica resultante da recristalização estática de agregados monominerálicos é a granoblástica poligonal (Fig. 2), que se caracteriza por arranjos de cristais que, em lâmina delgada, constituem grãos poligonais, em geral de 5 ou 6 faces. Tipicamente três grãos formam junções tríplices com ângulos de 120 o. O quartzo é um dos minerais que mais freqüentemente adquire este tipo de microestrutura pós-deformacional. Em alguns minerais, como o quartzo, pode ocorrer, em altas temperaturas, um processo chamado de crescimento secundário , em que alguns grãos crescem às expensas de outros, mais deformados, adquirindo um tamanho relativamente grande. Estes cristais maiores costumam ser irregulares, amebóides. No entanto, é provável que os ribbons de quartzo indeformados internamente, encontrados em granulitos e gnaisses de alto grau, sejam resultantes deste processo (Passchier & Trouw, 1996). 9.5 PROCESSOS DE TRANSFERÊNCIA DE MASSA POR DIFUSÃO Durante processos deformacionais é comum a difusão de matéria. Neste processo ocorrem dois mecanismos principais, a difusão no estado sólido ( solid state diffusion) e a dissolução por pressão ( pressure solution). O fluxo de matéria por difusão no estado sólido ( solid-state diffusion creep) dá-se através da transferência de material das áreas de maior pressão para as de menor pressão (Fig. 33), sem a participação de uma fase fluida. Este é um fenômeno que requer temperaturas elevadas. A difusão no estado sólido pode auxiliar o deslizamento de borda de grãos ( grain boundary sliding ) no fluxo superplástico. A migração de matéria através do retículo cristalino dá-se pelo movimento de vazios (vacancies). Quando a matéria flui ao longo da periferia dos grãos o mecanismo tem o nome de Coble creep e quando o movimento é através da estrutura do cristal, é chamado de Nabarro-Herring creep (Fig. 33). As evidências microestruturais deste tipo de difusão não costumam ser claras.

Fig. 33: Modelo do mecanismo de difusão sólida por transferência de massa intracristalina ( Nabarro-Herring creep), causando mudança de forma dos grãos (Twiss & Moores, 1992). 23


Dissolução por pressão é um importante processo de deformação das rochas, em que ocorre uma dissolução de matéria cristalina auxiliada por fluidos, geralmente ricos em H 2O e sob a influência de uma elevada tensão diferencial. Ocorre comumente em temperaturas relativamente baixas em cristais cujas bordas fazem um elevado ângulo com a direção de maior tensão. Os fluidos também transportam a substância para outros sítios onde dá-se a sua precipitação. Estes sítios são regiões de alívio de pressão, tais como fraturas e sombras de pressão adjacentes a grãos rígidos. Algumas evidências microestruturais da dissolução por pressão são estilolitos, truncamento de fósseis ou de outros grãos (por exemplo oolitos), e alguns tipos de clivagens, como a ardosiana e a clivagem de crenulação. Na geração da clivagem de crenulação alguns minerais mais solúveis, como quartzo e carbonatos, migram dos flancos das microdobras (zonas de maior pressão) para as zonas das charneiras (zonas de menor pressão), formando-se, como conseqüência, um bandamento composicional. Microestruturas indicativas da precipitação de material dissolvido são sobrecrescimentos (overgrowths), franjas de pressão e veios. Durante o metamorfismo de grau baixo, a dissolução e a transferência de massa por difusão são processos muito comuns. Na geração de ardósias, por exemplo, são postuladas perdas volumétricas de até 50% (Bell & Cuff, 1989). 10. INDICADORES CINEMÁTICOS Em zonas de cisalhamento e também em áreas de metamorfismo regional dinamotermal aparece uma série de feições microscópicas que podem ser utilizadas para indicar o sentido do movimento, tais como: Estruturas S-C Assimetria em caudas de recristalização dinâmica de porfiroclastos Micas pisciformes (mica fish) Assimetria em zonas de sombras de pressão junto a porfiroclastos Deslocamento e rotação de cristais segmentados Vergência de microdobras assimétricas Rotação de porfiroblastos Trama de eixos-c de quartzo Para que a análise microscópica de indicadores cinemáticos traga resultados práticos confiáveis são imprescindíveis cuidadosas observações de campo e uma atenção especial na coleta das amostras, que devem ser devidamente orientadas. Além disso, a posição do corte das lâminas também deve ser orientada. Normalmente as lâminas são cortadas paralelamente à lineação e perpendicularmente à foliação da amostra. Informações mais detalhadas sobre os procedimentos durante a amostragem podem ser encontradas em Passchier et al. (1993) e Marshak & Mitra (1988). 10.1 ESTRUTURAS S-C Numa zona de cisalhamento forma-se uma foliação milonítica S, que é aproximadamente paralela ao plano XY do elipsóide de deformação finita. Superfícies C (de cisalhamento) são descontinuidades desenvolvidas durante o fluxo em zonas de deformação cisalhante relativamente intensa e que defletem ou cortam a foliação S. Elas são paralelas aos limites da zona de cisalhamento. As estruturas S-C geradas durante o cisalhamento são de mesma idade. No entanto, em certas rochas a xistosidade pode ser mais antiga, anterior ao processo da deformação por cisalhamento (Lister e Snoke 1984, Simpson 1986). O padrão geométrico das duas foliações fornece claras indicações sobre o sentido do cisalhamento. As superfícies S tendem a curvar-se e a tornar-se assintóticas em relação às superfícies C. A relação angular entre as duas superfícies e o aspecto sigmoidal de S permitem deduzir-se com clareza o sentido de movimento global (Fig. 34). 24


Fig. 34: Estrutura S-C: (a) em xistos (Shelley, 1993); (b) em rochas quartzo-feldspáticas com porfiroclastos de feldspato envoltos por massas de quartzo e mica (Hasui & Costa, 1988)

10.2 ASSIMETRIA EM CAUDAS DE RECRISTALIZAÇÃO DINÂMICA DE PORFIROCLASTOS Em zonas de cisalhamento os grãos podem sofrer recristalização marginal e rotação simultânea, do que resultam porfiroclastos ladeados por caudas (ou esteiras) de recristalização dinâmica. Estas caudas são muitas vezes assimétricas, permitindo interpretar-se o sentido de movimento durante o cisalhamento. Há dois tipos básicos de porfiroclastos com caudas recristalizadas: o tipo , em que predomina a recristalização marginal do porfiroclasto sobre uma rotação, e o tipo , em que há rotação do porfiroclasto durante a recristalização (Fig. 35). Muitas vezes os porfiroclastos são constituídos de feldspatos. A cauda pode ser composta pelo próprio material do porfiroclasto ou pelo produto de uma reação de abrandamento ( softening ) deste material, por exemplo por moscovita e quartzo formados às custas de feldspatos. Morfologicamente o tipo σ caracteriza-se pelo fato da linha mediana da cauda não cruzar o plano de referência paralelo à xistosidade geral que passa pelo centro do cristal. No tipo δ a linha mediana da cauda cruza este mesmo plano paralelo à xistosidade geral (Fig. 35).

Fig. 35: (a) Porfiroclasto do tipo ; (b) porfiroclasto do tipo (Ramsay & Huber, 1987).

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A Fig. 36 mostra como um porfiroclasto do tipo σ pode passar a um do tipo δ durante um processo progressivo de recristalização dinâmica e rotação. O tipo δ costuma ser encontrado somente em ultramilonitos.

Fig. 36: Desenvolvimento de porfiroclasto do tipo devido à recristalização dinâmica progressiva de porfiroclasto do tipo (Mawer, 1987)

10.3 MICAS PISCIFORMES ( MICA FISH ) Porfiroclastos de mica em rochas miloníticas têm comumente uma forma assimétrica lenticular e são ladeados por caudas com finos cristais de mica originadas da recristalização dinâmica parcial destes porfiroclastos (Fig. 37). A forma muito característica dos mica fish permite identificar-se o sentido do movimento na zona de cisalhamento. Simpson (1986) considera estas micas pisciformes como porfiroclastos do tipo σ. Informações mais detalhadas sobre a formação dos mica fish encontram-se em Lister & Snoke (1984).

Fig. 37: Micas pisciformes indicando sentido de movimento dextral.

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10.4 ASSIMETRIA EM ZONAS DE SOMBRAS DE PRESSÃO

Sombras de pressão são áreas localizadas em ambos os lados de um cristal rígido, que protegeu da deformação estas zonas imediatamente adjacentes a ele. A microestrutura e, às vezes, a mineralogia dentro da sombra, são diferentes da rocha e a foliação contorna o cristal rígido e sua sombra (Fig. 38).

Fig. 38: Sombras de pressão assimétricas ladeando porfiroblasto, constituídas por mineral granoblástico. O sentido do movimento indicado pela assimetria é dextral.

Franjas de pressão são agregados fibrosos, geralmente de quartzo, calcita ou filossilicatos, que aparecem em zonas de sombra de pressão ladeando grãos rígidos (geralmente pirita ou magnetita) em rochas de grau baixo de metamorfismo. À medida que ocorre o deslocamento da matriz devido à deformação, formam-se "vazios" nas adjacências dos grãos rígidos. Estes espaços vazios são preenchidos por minerais geralmente fibrosos que crescem no sentido oposto ao sentido de deslocamento, isto é, crescem da matriz na direção do cristal rígido. Os minerais fibosos podem estar orientados perpendicularmente às bordas do cristal rígido ou podem crescer paralelamente à direção de deslocamento da matriz durante a deformação. O primeiro tipo é chamado por Ramsay & Huber (1983) de fibras controladas pela face e o segundo tipo de fibras controladas pelo deslocamento (Fig. 39). Franjas de pressão assimétricas podem ser utilizadas como critério cinemático, embora a interpretação seja às vezes problemática.

Fig. 39: Franjas de pressão: a) fibras com crescimento controlado pela face; b) fibras com crescimento controlado pelo deslocamento da matriz (Etchecopar & Malavieille, 1987).

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10.5 DESLOCAMENTO E ROTAÇÃO DE CRISTAIS SEGMENTADOS Minerais rígidos submetidos a uma deformação numa matriz dúctil podem muitas vezes desenvolver fraturas ao longo de planos de fraqueza como as clivagens. Os segmentos são deslocados e rotacionados. O sentido do deslocamento ao longo das fraturas individuais pode ser concordante (= sympathetic) ou discordante (antithetic) em relação ao sentido do movimento global. Se as fraturas iniciais fizerem um ângulo pequeno com o plano de fluxo, o deslocamento dos segmentos será no mesmo sentido do deslocamento global (Fig. 40a). Se as fraturas iniciais fizerem um ângulo elevado com o plano de fluxo (45 o até 135o) o sentido de deslocamento dos segmentos será oposto ao sentido de movimento global (Fig. 40b). Estes movimentos são semelhantes aos das cartas de um baralho deitado ou em pé. No caso de ângulos intermediários, porém, pode haver rotação dos segmentos e o sentido de movimento indicado será dúbio (Fig. 41). Portanto, este critério cinemático deve ser utilizado com reservas. O ideal é só se considerarem grãos em que as fraturas fazem ângulos ou muito baixos (0 a 20 o, 160 a 180 o) ou muito elevados (50 a 130 o) com o plano de fluxo (Simpson, 1986).

Fig. 40: (a) Cristal com fraturas subparalelas ao plano de fluxo, em que o deslocamente dos segmentos foi no mesmo sentido do movimento global (Ramsay & Huber, 1987); (b) Cristal com fraturas com elevado ângulo em relação ao plano de fluxo, cujos segmentos foram deslocados no sentido contrário ao do movimento global (Simpson & Schmid, 1983).

Fig. 41: Diagrama mostrando que a orientação das fraturas em relação ao plano de fluxo condiciona um deslocamento dos segmentos no mesmo sentido ( sympathetic) ou no sentido contrário (antithetic) ao do movimento global (Simpson & Schmid, 1983)

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10.6 VERGÊNCIA DE MICRODOBRAS ASSIMÉTRICAS Pertubações locais devido à deformação não homogênea podem gerar microdobras assimétricas, cuja vergência indica o sentido do movimento. Assimetrias do tipo Z indicam movimento dextral e assimetrias do tipo S indicam sentido sinistral para o deslocamento (Fig. 42). No entanto, este critério deve ser utilizado com muito cuidado, pois com freqüência não se sabe qual era orientação original da estrutura antes do seu dobramento (ver Simpson, 1986). Além disso, deve-se atentar também para o fato de que, se a simetria de uma dobra é, por exemplo, S quando observada numa direção, passa a ser Z quando observada no outro sentido, isto é, de trás. No entanto, embora a simetria da dobras dependa da posição do observador, o sentido de movimento global indicado continua a ser o mesmo.

Fig. 42: Dobras assimétricas do tipo Z, indicando movimento no sentido dextral, e do tipo S, característico de movimento sinistral (Simpson & Schmid, 1983).

10.7 ROTAÇÃO DE PORFIROBLASTOS Cristais que crescem durante o metamorfismo regional dinamotermal podem ser rotacionados devido ao shear stress (tensão cisalhante) atuante na rocha. O sentido do movimento global pode, às vezes, ser determinado observando-se a geometria das trilhas de inclusões do porfiroblasto em relação à foliação externa. Se as superfícies S internas (chamadas S i) do porfiroblasto tiverem uma forma sigmoidal (estrutura chamada de "bola-de-neve") e se nas bordas essa Si é paralela à foliação externa (S e), então o cristal é sintectônico e ele cresceu à medida que ia sendo rotacionado (vide também discussão no capítulo de crescimento de porfiroblastos sintectônicos). A forma sigmoidal de S i permite, então, interpretar-se o sentido do movimento (Fig. 43), que, na figura representada, é horário (dextral).

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Fig. 43: Porfiroblasto sintectônico de granada bola-de-neve, com rotação de aproximadamente 90º no sentido horário (dextral) (Best, 1982).

10.8 ORIENTAÇÃO DE EIXOS C DE QUARTZO A deformação plástica dá origem a uma grande variedade de padrões de orientação preferencial de eixos óticos de cristais nas rochas. Não serão aqui abordados detalhes sobre este assunto, que requer a utilização de uma platina universal. Para maiores detalhes vide, por exemplo, Ramsay & Huber (1987), Simpson & Schmid (1983), Passchier (1983) e Passchier & Trouw (1996).

11. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS AUGUSTITHIS, S.S. 1985 Atlas of the Textural Patterns of Metamorphosed (Transformed and Deformed) Rocks and their Genetic Significance. Theophrastus Publication, 401p., Grécia. BELL, T.H., CUFF, C. 1989 Dissolution, solution transfer, diffusion versus fluid flow and volume loss during deformation/ metamorphism. J. Met. Geol. 7, 425-447. BELL, T.H., FORDE A., HAYWARD, N. 1992a Do smoothly curving, spiral-shaped inclusion trails signify porphyroblast rotation? Geology 20, 59-62. BELL, T.H., JOHNSON, S.E. 1989 Porphyroblast inclusion trails: the key to orogenesis. J.Met.Geol. 7, 279-310. BELL, T.H., JOHNSON, S.E., DAVIS, B. FORDE, A., HAYWARD, N. WILKINS, C. 1992b Porphyroblast inclusion-trail orientation data: eppure non son girate! J. Met. Geol. 10, 295307. BEST, M.G. 1982 Igneous and Metamorphic Petrology. W.H. Freeman & Company, New York, 630p. BORRADAILE, G.J., BAYLY, M.B., POWELL, C.McA. 1982 Atlas of Deformational and Metamorphic Fabrics. Springer, Berlim, 551p. BUCHER, K., FREY, M. 1994 Petrogenesis of Metamorphic Rocks. Springer, Berlin, 318p. DAVIS, G.H. 1984 Structural Geology of Rocks and Regions. John Wiley & Sons, New York, 492p. DORADO, A. C. 1988 Petrografia basica. Editorial Paraninfo, Madri, 143p. ETCHECOPAR, A., MALAVIEILLE, J. 1987 Computer models of pressure shadows: a method of strain measurement and shear-sense determination. J. Struct. Geol., vol. 9, 5/6, 667-677. 30

Microestruturas de Rochas Metamorficas

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