Microestruturas de Rochas Metamorficas

Microestruturas de Rochas Metamorficas

(Parte 1 de 6)

Microestruturas de Rochas Metamórficas

1. INTRODUÇÃO01
2. MICROESTRUTURAS RELÍCTICAS02
3. MICROESTRUTURA BANDADA02
4. MICROESTRUTURAS RELATIVAS AO TAMANHO DOS GRÃOS02
4.1 Quanto ao tamanho absoluto (grossa, média, fina)02
4.2 Quanto ao tamanho relativo (equigranular, inequigranular)02
5. MICROESTRUTURAS REFERENTES À PERFEIÇÃO DE FORMA DOS CRISTAIS03
Série Cristaloblástica05
6. MICROESTRUTURAS REFERENTES À GEOMETRIA DOS GRÃOS ANÉDRICOS04
Poligonal04
Interlobado04
Amebóide04
Suturado/serrilhado05
Alongado/discóide (ribbon)06
GRÃOS06
Granoblástica06
Lepidoblástica06
Foliações06
Granolepidoblástica07
Nematoblástica07
Granonematoblástica07
Decussada07
Porfiroblástica07
Poiquiloblástica09
Peneira09
Maculosa/mosqueada09
Porfiroclástica09
Augen10
Milonítica10
Núcleo-manto10
Cataclástica10
E DEFORMAÇÃO1
8.1 Evidências de cristalização pré-tectônica12
8.2 Evidências de cristalização sintectônica13
Microestrutura bola-de-neve13
Microestrutura rotacional13
8.3 Evidências de cristalização pós-tectônica14

ÍNDICE 7. MICROESTRUTURAS REFERENTES À GEOMETRIA DOS AGREGADOS DE 8. MICROESTRUTURAS INDICATIVAS DA RELAÇÃO TEMPORAL ENTRE BLASTESE Microestrutura helicítica...................................................................................................... 15

Metamorfismo regressivo16
9. MICROESTRUTURAS RESULTANTES DA DEFORMAÇÃO17
9.1 Processos cataclásticos17
Pseudotaquilito17
9.2 Processos de plasticidade intracristalina18
Vazios e discordâncias18
Propagação de discordâncias18
Extinção ondulante19
Subgrãos19
Paredes de discordâncias20
Bandas de deformação20
Lamelas de deformação20
Novos grãos21
9.3 Processos de recristalização dinâmica21
Rotação de subgrãos21
Migração de borda de grão21
Deslizamento de borda de grão2
9.4 Processos de recristalização estática2
Crescimento secundário23
9.5 Processos de transferência de massa por difusão23
Difusão no estado sólido23
Coble creep e Nabarro-Herring creep23
Dissolução por pressão24
10. INDICADORES CINEMÁTICOS24
10.1 Estruturas S-C24
10.2 Assimetria em caudas de recristalização dinâmica de porfiroclastos25
10.3 Micas pisciformes (mica fish)26
10.4 Assimetria em zonas de sombras de pressão27
Franjas de pressão27
10.5 Deslocamento e rotação de cristais segmentados28
10.6 Vergência de microdobras assimétricas29
10.7 Rotação de porfiroblastos29
10.8 Trama de eixos-c de quartzo30

8.4 Evidências para mais de um evento de deformação e/ou recristalização........................15 1. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ...................................................................................... 30

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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 S0 reliquiar da rocha sedimentar primária, isto é, do protólito. Nos metamorfitos de graus mais elevados e principalmente naqueles que foram submetidos a uma deformação, tal como gnaisses, o bandamento é comumente gerado por diferenciação metamórfica e, portanto, não representa um S0 reliquiar.

4. MICROESTRUTURAS RELATIVAS AO TAMANHO DOS GRÃOS

4.1 Quanto ao tamanho absoluto dos grãos, a microestrutura pode ser classificada como:

Grossa: tamanho médio dos cristais > 5mm. Média: tamanho médio dos cristais entre 1 e 5mm. Fina: tamanho médio dos cristais <1mm.

A classificação torna-se complicada no caso de rochas inequigranulares, quando então descreve-se a granulação do componente maior e do menor (p. ex.: rocha inequigranular, com porfiroblastos de granulação grossa e matriz fina). Se a variação é seriada, diz-se que a granulação varia de, por exemplo, grossa a média.

Por que rochas de graus metamórficos mais altos são mais grossas do que as de graus mais baixos?

Durante o metamorfismo progressivo (isto é, em condições crescentes de T e P) 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).

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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)

Titanita, rutilo, pirita, magnetita Granada, sillimanita, cianita, andaluzita, estaurolita, turmalina Epidoto, lawsonita, olivina Piroxênio, anfibólio, wollastonita Micas, clorita, talco, stilpnomelana, prehnita Carbonatos Feldspatos, cordierita, escapolita Quartzo MAIS ANÉDRICO

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

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

Microestruturas de Rochas Metamórficas 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 120o. 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>700o 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.

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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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