Microestruturas de Rochas Metamorficas

MICROESTRUTURAS DE ROCHAS METAMRFICAS

PROFA. DRA. HANNA JORDT EVANGELISTA DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

ESCOLA DE MINAS/UFOP

2003

Microestruturas de Rochas Metamrficas

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NDICE

1. INTRODUO.........................................................................................................................01 2. MICROESTRUTURAS RELCTICAS ......................................................................................02 3. MICROESTRUTURA BANDADA.............................................................................................02 4. MICROESTRUTURAS RELATIVAS AO TAMANHO DOS GROS........................................02

4.1 Quanto ao tamanho absoluto (grossa, mdia, fina) ..........................................................02 4.2 Quanto ao tamanho relativo (equigranular, inequigranular)..............................................02

5. MICROESTRUTURAS REFERENTES PERFEIO DE FORMA DOS CRISTAIS ............03 Srie Cristaloblstica...............................................................................................................05

6. MICROESTRUTURAS REFERENTES GEOMETRIA DOS GROS ANDRICOS ............04 Poligonal..................................................................................................................................04 Interlobado ..............................................................................................................................04 Amebide ................................................................................................................................04 Suturado/serrilhado.................................................................................................................05 Alongado/discide (ribbon)......................................................................................................06

7. MICROESTRUTURAS REFERENTES GEOMETRIA DOS AGREGADOS DE GROS ...................................................................................................................................06 Granoblstica ..........................................................................................................................06 Lepidoblstica .........................................................................................................................06

Foliaes ............................................................................................................................06 Granolepidoblstica.................................................................................................................07 Nematoblstica........................................................................................................................07 Granonematoblstica ..............................................................................................................07 Decussada ..............................................................................................................................07 Porfiroblstica..........................................................................................................................07

Poiquiloblstica...................................................................................................................09 Peneira ...............................................................................................................................09 Maculosa/mosqueada.........................................................................................................09

Porfiroclstica..........................................................................................................................09 Augen......................................................................................................................................10 Milontica .................................................................................................................................10

Ncleo-manto .....................................................................................................................10 Cataclstica.............................................................................................................................10

8. MICROESTRUTURAS INDICATIVAS DA RELAO TEMPORAL ENTRE BLASTESE E DEFORMAO ...................................................................................................................11 8.1 Evidncias de cristalizao pr-tectnica .........................................................................12 8.2 Evidncias de cristalizao sintectnica ...........................................................................13

Microestrutura bola-de-neve...............................................................................................13 Microestrutura rotacional ....................................................................................................13

8.3 Evidncias de cristalizao ps-tectnica.........................................................................14 Microestrutura helictica......................................................................................................15

8.4 Evidncias para mais de um evento de deformao e/ou recristalizao ........................15 Metamorfismo regressivo ...................................................................................................16

9. MICROESTRUTURAS RESULTANTES DA DEFORMAO.................................................17 9.1 Processos cataclsticos ....................................................................................................17

Pseudotaquilito ...................................................................................................................17 9.2 Processos de plasticidade intracristalina ..........................................................................18

Vazios e discordncias .......................................................................................................18 Propagao de discordncias ............................................................................................18 Extino ondulante .............................................................................................................19 Subgros ............................................................................................................................19

Paredes de discordncias..............................................................................................20 Bandas de deformao..................................................................................................20 Lamelas de deformao.................................................................................................20

Novos gros........................................................................................................................21 9.3 Processos de recristalizao dinmica .............................................................................21

Rotao de subgros..........................................................................................................21 Migrao de borda de gro.................................................................................................21 Deslizamento de borda de gro..........................................................................................22

9.4 Processos de recristalizao esttica ...............................................................................22 Crescimento secundrio .....................................................................................................23

9.5 Processos de transferncia de massa por difuso ...........................................................23 Difuso no estado slido ....................................................................................................23 Coble creep e Nabarro-Herring creep ................................................................................23 Dissoluo por presso ......................................................................................................24

10. INDICADORES CINEMTICOS ............................................................................................24 10.1 Estruturas S-C.................................................................................................................24 10.2 Assimetria em caudas de recristalizao dinmica de porfiroclastos .............................25 10.3 Micas pisciformes (mica fish) ..........................................................................................26 10.4 Assimetria em zonas de sombras de presso ................................................................27

Franjas de presso.............................................................................................................27 10.5 Deslocamento e rotao de cristais segmentados..........................................................28 10.6 Vergncia de microdobras assimtricas .........................................................................29 10.7 Rotao de porfiroblastos ...............................................................................................29 10.8 Trama de eixos-c de quartzo...........................................................................................30

11. REFERNCIAS BIBLIOGRFICAS ......................................................................................30


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MICROESTRUTURAS DE ROCHAS METAMRFICAS

1. INTRODUO Os termos textura e microestrutura so utilizados para descrever diferentes aspectos das rochas. Textura o termo descritivo para os aspectos geomtricos dos cristais que compem 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, lepidoblstico). Microestrutura o termo descritivo para as relaes mtuas, em escala microscpica, entre grupos ou agregados de cristais da rocha (dobras, bandamento composicional, foliaes, orientao preferencial de eixos cristalogrficos de gros minerais etc.). Com freqncia, estes termos so usados na literatura de modo indiscriminado. Para Vernon (1976), por exemplo, microstructure e texture tm o mesmo significado, caracterizando a forma e o arranjo de gros das rochas. J 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 tendncia chamar de microestrutura qualquer configurao espacial ou geomtrica dos componentes constituintes de uma rocha em escala microscpica. As microestruturas dos metamorfitos podem resultar de uma blastese (o sufixo blasto ou blstico se refere cristalizao no estado slido durante o metamorfismo), decorrente de variaes na temperatura e na presso; da deformao, decorrente de uma tenso (stress); ou da combinao de blastese e deformao. As microestruturas geradas sob a influncia da deformao so resultantes de um metamorfismo dinmico. Aquelas resultantes de variaes de temperatura e presso (incluindo a presso dirigida - stress) formam-se no metamorfismo regional (tambm chamado de dinamotermal ou orognico) e aquelas geradas apenas por variao de temperatura, no metamorfismo de contato. No metamorfismo dinmico as rochas sofrem transformaes microestruturais devido a variaes na presso dirigida (tenso cisalhante ou shear stress) e sob uma temperatura praticamente constante. o fenmeno que ocorre nas zonas de cisalhamento. O processo de transformao das rochas dominado por deformao e por recristalizao dinmica dos minerais, o que leva a uma reduo na granulometria. No caso da infiltrao de fluidos aquosos, pode haver tambm reaes minerais, tais como a sericitizao de feldspatos nas rochas granticas milonitizadas. Presses dirigidas atuam tambm durante o metamorfismo dinamotermal, que costuma afetar regies de grande extenso, na formao de cintures orogenticos durante a convergncia de placas (da ser tambm chamado de metamorfismo orognico, Bucher & Frey, 1994). Devido a sua grande extenso, este metamorfismo chamado simplesmente de metamorfismo regional. Ele diferencia-se do metamorfismo dinmico porque h, alm do shear stress, tambm variaes na presso de carga (presso exercida pelo peso do pacote de rochas sobrejacentes) e, principalmente, na temperatura. Estas variaes na temperatura, na presso de carga (ambas aumentam com a profundidade) e na presso dirigida so responsveis tanto por transformaes microestruturais, como por reaes mineralgicas. A microestrutura tpica do metamorfismo regional a foliao. No metamorfismo de contato, por outro lado, no se formam foliaes e minerais inequidimensionais, como micas, crescem decussadas, isto , sem orientao preferencial planar. Nem sempre possvel saber-se, s pelas microestruturas, se uma rocha foi formada por metamorfismo dinmico ou por metamorfismo regional dinamotermal, principalmente no caso de transformaes em condies de altas temperaturas. Neste caso so importantes as observaes de campo. As rochas de metamorfismo regional tm ampla distribuio, enquanto que as rochas de metamorfismo dinmico so confinadas s zonas de cisalhamento, que so restritas e geralmente planares e se caracterizam por serem relativamente mais deformadas do que as rochas adjacentes.


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2. MICROESTRUTURAS RELCTICAS Feies relcticas, que persistem aps o metamorfismo, podem ser importantes para indicar a natureza original (protlito) da rocha. Costuma-se adjetivar a microestrutura relctica com o prefixo blasto. Por exemplo, diz-se que a microestrutura blastoporfirtica quando ainda h fenocristais originais remanescentes numa rocha gnea metamorfizada; blastopsamtica quando ainda se reconhecem microestruturas sedimentares (por exemplo gros detrticos) em metarenitos. 3. MICROESTRUTURA BANDADA

Rochas metamrficas podem exibir um bandamento mineralgico. Em metamorfitos de graus mais baixos (p. ex.: ardsias) o bandamento pode representar o S0 reliquiar da rocha sedimentar primria, isto , do protlito. Nos metamorfitos de graus mais elevados e principalmente naqueles que foram submetidos a uma deformao, tal como gnaisses, o bandamento comumente gerado por diferenciao metamrfica e, portanto, no representa um S0 reliquiar. 4. MICROESTRUTURAS RELATIVAS AO TAMANHO DOS GROS 4.1 Quanto ao tamanho absoluto dos gros, a microestrutura pode ser classificada como: Grossa: tamanho mdio dos cristais > 5mm. Mdia: tamanho mdio dos cristais entre 1 e 5mm. Fina: tamanho mdio dos cristais


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5. MICROESTRUTURAS REFERENTES PERFEIO DE FORMA DOS CRISTAIS Cristal eudrico (= idioblstico) aquele inteiramente ou quase inteiramente limitado por suas faces cristalinas. Cristal subdrico (= subidioblstico) aquele que apresenta-se s em parte limitado por suas faces cristalinas. Cristal andrico (= xenoblstico) aquele que no limitado por suas faces cristalinas. Cristal esqueletiforme um gro com forma esponjosa que constitui filetes infiltrados entre gros de outros minerais (quando o mineral esqueletiforme uma granada, a microestrutura costuma ser chamada de atol). Pode ser resultante de um crescimento em pores da rocha deficientes nos elementos formadores do mineral ou de um crescimento muito rpido, quando ento o cristal acaba englobando grande parte dos minerais vizinhos. Em alguns casos a forma esqueletiforme tambm pode resultar de uma dissoluo/alterao diferencial de cristal. Srie cristaloblstica (Fig. 1): Dependendo da tendncia dos minerais metamrficos ocorrerem como cristais limitados por suas faces cristalinas ou como gros irregulares, eles podem ser posicionados numa srie cristaloblstica. Os minerais superiores na srie so normalmente eudricos (p. ex.: titanita, granada, estaurolita). Os ltimos minerais da srie (p. ex.: feldspatos, quartzo) tendem a ser sempre andricos.

Srie Cristaloblstica (modificada de Philpotts, 1990)

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

MAIS ANDRICO

Fig 1: Variao na perfeio de forma de alguns minerais como expresso da srie cristaloblstica. Granada (Ga) eudrica, moscovita (Mu) subdrica e cordierita (Co) e quartzo (Q) andricos (Best, 1982).

Os minerais superiores na srie cristaloblstica so, normalmente, mais eudricos do que os ltimos. Existem excees a essa regra geral. Por exemplo a titanita em clorita xistos ocorre, comumente, em grnulos arredondados, semelhantes a gotas, a despeito de sua colocao alta na srie cristaloblstica. A regra , porm, suficientemente consistente para fornecer evidncia valiosa


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no sentido de saber se certas rochas so metamrficas ou gneas. Por exemplo, uma rocha contendo anfiblio e plagioclsio, na qual os cristais de plagioclsio so eudricos, deve ser certamente de origem gnea, isto , deve ser um diorito ou um gabro e no um anfibolito metamrfico. Ou ento, se o plagioclsio eudrico em relao ao ortoclsio a rocha deve ser uma gnea (ou metagnea), pois nos metamorfitos s.s. os dois minerais tendem a ser xenoblsticos. Por que alguns minerais metamrficos so mais eudricos do que outros? De modo diferente dos magmatitos, em que os minerais que se cristalizam primeiro so rodeados pela fuso e podem desenvolver suas faces cristalinas livremente, nas rochas metamrficas os cristais sempre se desenvolvem num meio slido. Portanto, em metamorfitos a perfeio de forma de um cristal tem um significado bem diferente e est ligada capacidade de uma espcie mineral impor suas faces aos minerais adjacentes, o que depende da energia livre de superfcie. A energia livre de superfcie da borda de um cristal depende da orientao da borda em relao ao retculo cristalino. Quando h uma correlao entre a energia livre de borda de gro e a orientao do retculo cristalino os minerais so anistropos em relao energia livre de superfcie. Estes minerais tendem a ser limitados por certos planos cristalogrficos, que so faces com a menor energia livre de superfcie e so eudricos a subdricos (Vernon, 1976). A energia livre de superfcie existe, porque na periferia de cristais a estrutura atmica muito mais desordenada do que no interior, pois nesta zona ocorrem ligaes qumicas insatisfeitas ou distorcidas (Best, 1982). Alguns planos cristalogrficos, com a maior densidade atmica e o menor espaamento interplanar, tm energia livre de superfcie mais baixa do que outros e so, portanto, mais estveis. Tais planos cristalogrficos que tendero a constituir as faces dos cristais eudricos, pois so mais estveis termodinamicamente. Minerais fortemente anisotrpicos em relao energia livre de superfcies so os que possuem um grande poder de cristalizao (Spry, 1969) e so freqentemente eudricos, como granadas, pirita, estaurolita etc. Outros minerais como quartzo, feldspatos e cordierita, so fracamente anistropos e tendem a constituir, normalmente, cristais andricos. Nestes minerais as bordas dos gros tero todas a mesma energia livre e no sero associadas a nenhum plano cristalogrfico (face) especfico. 6. MICROESTRUTURAS REFERENTES GEOMETRIA DOS GROS ANDRICOS Poligonal (Fig. 2): ocorre em agregados monominerlicos em que os cristais so limitados por superfcies planas de modo que, em duas dimenses, apresentam uma forma poligonal (muitas vezes com 5 ou 6 lados), com contatos retilneos e junes trplices que se encontram em ngulos de aproximadamente 120o. comum em agregados monominerlicos de quartzo que sofreram recristalizao esttica, isto , na ausncia de deformao. Em trs dimenses os gros assemelham-se a octaedros com os vrtices truncados. Esta forma dos gros em arranjos monominerlicos a de menor energia livre interfacial, isto , o agregado aproxima-se de um equilbrio termodinmico. importante lembrar que os cristais poligonais so andricos (e no eudricos), pois as superfcies que os limitam no so as faces do cristal, apesar de planas. O arranjo poligonal apenas reflete o ajuste mtuo de cristais da mesma espcie mineral auxiliado por energia trmica, a fim de constituir um agregado termodinamicamente mais estvel. Agregados monominerlicos de outros minerais, como feldspatos, carbonatos etc. tambm podem exibir este hbito. No caso dos feldspatos, a recristalizao esttica de agregados monominerlicos ocorre apenas em temperaturas altas (comumente na fcies granulito, T>700o C), enquanto que no quartzo ela pode ocorrer em temperaturas bem menores (T300o C). Interlobado (Fig. 3): gro com bordas lobadas, cncavo-convexas. uma das formas mais comuns dos cristais andricos. Amebide (Fig. 4): gro com bordas altamente sinuosas, como uma ameba.


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Fig. 2: Poligonal

Fig. 3: Interlobada

Fig. 4: Amebide Suturado/serrilhado (Fig. 5): os gros so altamente irregulares e os contatos entre eles so superfcies finamente reentrantes, como uma serra. Resulta da recristalizao durante metamorfismo dinmico e encontrada comumente em agregados monominerlicos de quartzo nos milonitos. Este tipo representa o oposto do hbito poligonal, pois os cristais tm uma rea superficial relativamente grande e, portanto, apresentam uma energia livre de superfcie bem maior. So termodinamicamente mais instveis e, no caso de haver aumentos de temperatura, tendem a tornar-se mais regulares atravs de processos de recristalizao por migrao de borda de gro (grain boundary migration).

Fig. 5 Suturada ou serrilhada


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Alongado/discide (ribbon) (Fig. 6): cristal (comumente de quartzo) de forma planar (discide) ou linear (alongado), encontrado principalmente em rochas milonticas. Resulta de um extremo achatamento ou constrico de um gro maior. O ribbon pode exibir feies de deformao interna como extino ondulante, lamelas de deformao, subgros ou mesmo estar recristalizado internamente em agregados de novos gros. Em certos tipos de gnaisses de alto grau e granulitos tambm ocorrem cristais de quartzo alongados, porm sem deformao interna, chamados de platty quartz (ou Plattenquarz, no original alemo). provvel que sejam o produto da recuperao de cristais fortemente deformados, associada migrao de borda de gros e recristalizao esttica. Os cristais seriam alongados porque outros minerais impediriam o crescimento nas direes perpendiculares foliao (Passchier & Trouw, 1996).

Fig. 6: Alongada ou discide

7. MICROESTRUTURAS REFERENTES GEOMETRIA DOS AGREGADOS DE GROS Granoblstica (Fig. 7): microestrutura equigranular em que os cristais constituem um mosaico de gros equidimensionais e geralmente xenoblsticos.

Fig. 7: Granoblstica

Lepidoblstica (Fig. 8): microestrutura constituda de agregados de cristais tabulares ou lamelares de filossilicatos (micas, cloritas etc.) apresentando forte orientao dimensional preferencial planar, responsvel pela gerao de uma foliao. comum fazer-se uma classificao descritiva da foliao resultante da orientao de filossilicatos ou mesmo de minerais prismticos, aciculares ou alongados. A Figura 13 ilustra alguns tipos de foliaes mais comuns, que so clivagem ardosiana, xistosidade, clivagem de crenulao e disjuntiva.

Fig. 8: Lepidoblstica (mica)


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Granolepidoblstica (Fig. 9): quando uma rocha exibe uma combinao das microestruturas granoblstica e lepidoblstica. comum em gnaisses e xistos mais ricos em quartzo ou feldspatos.

Fig. 9: Granolepidoblstica

Nematoblstica (Fig. 10): quando cristais aciculares ou prismticos (anfiblios, sillimanita, turmalina etc.) apresentam uma orientao dimensional preferencial linear. Esta microestrutura responsvel pela formao da lineao mineral em rochas foliadas. Granonematoblstica: quando uma rocha exibe uma combinao das microestruturas granoblstica e nematoblstica.

Fig. 10: Nematoblstica (anfiblio) Decussada (Fig. 11): quando cristais inequidimensionais prismticos ou tabulares (micas, anfiblios, etc.) tendem a uma orientao aleatria, isto , a um arranjo sem orientao preferencial. mais comum nos metamorfitos de contato ou para minerais ps-tectnicos, resultantes do crescimento na ausncia de um esforo dirigido.

Fig. 11: Decussada

Porfiroblstica (Fig. 12): uma microestrutura inequigranular composta de gros grandes (os porfiroblastos) que cresceram durante o metamorfismo, dispostos numa matriz fina. Segundo Vernon (1976), porfiroblastos so formados quando a taxa de nucleao (N) de um mineral pequena em relao taxa de crescimento (C). Se esta relao N/C grande, sero produzidos muitos cristais pequenos e vice-versa. A forma eudrica comum de porfiroblastos de certos minerais como estaurolita difcil de explicar pelos mecanismos de crescimento normais. Seria de se esperar formas interlobadas ou amebides, refletindo um ajuste a gros vizinhos. provvel que durante o seu crescimento, os porfiroblastos podem estar rodeados por uma pelcula de uma fase fluida, de modo que na realidade o cristal est 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 alcanado pelo acmulo, ao longo da borda, de material (impurezas) no


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necessrio 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: Porfiroblstica, matriz lepidoblstica

FOLIAO CONTNUA (no h micrlitons)

Clivagem ardosiana (granulao fina)

Xistosidade (granulao grossa)

FOLIAO ESPAADA (h micrlitons separando os domnios da clivagem)

Clivagem de crenulao Disjuntiva

Gradacional

Discreta

Fig. 13: Classificao morfolgica, em escala microscpica, de alguns tipos mais comuns de foliaes (Passchier & Trouw 1996, Dorado 1988, Borradaile et al. 1982, Wimmenauer 1985)

Domnios da clivagem

Micrlitons


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Quando porfiroblastos contm numerosas incluses diminutas de outros minerais, a microestrutura poiquiloblstica (Fig. 14) ou peneira (sieve texture), no caso do nmero de incluses ser extremamente grande. Os minerais inclusos foram incorporados pelo porfiroblasto durante o seu crescimento, isto , no so minerais formados pela alterao deste. As microestruturas maculosa e mosqueada (Fig. 15) consistem em porfiroblastos que se apresentam na forma de "manchas" disseminadas numa matriz muito fina, s vezes dificilmente identificveis microscopicamente devido sua recristalizao incipiente. Minerais que comumente constituem estas manchas so cloritide, cordierita, andaluzita e biotita. A microestrutura maculosa transiciona para a mosqueada e esta para a porfiroblstica. A microestrutura mosqueada ou maculosa mais comum em hornfels (rochas de metamorfismo de contato), como nos xistos mosqueados (spotted slates).

Fig. 14: Porfiroblstica poiquiloblstica

Fig. 15: Maculosa/ mosqueada

A proporo de incluses num porfiroblasto (Fig. 16) depende da taxa de crescimento do porfiroblasto relativo taxa de difuso do material a ser includo atravs do porfiroblasto e ao longo de suas bordas (Vernon, 1976). Gros incorporados completamente so difceis de serem removidos devido baixa taxa de difuso atravs do retculo na maioria das condies metamrficas. Se, porm, a fronteira do cristal avana lentamente e se a taxa de difuso nas bordas for suficientemente elevada, o material que compe gros adjacentes ao cristal em crescimento pode difundir (comumente dissolvido numa pelcula fluida) e assim estes gros no sero englobados. Principalmente nos estgios iniciais do desenvolvimento de porfiroblastos, porm, as suas fronteiras costumam mover-se muito depressa e os cristais podem ficar com numerosas incluses (porfiroblastos poiquiloblsticos) (Fig. 14). comum as incluses na poro central do cristal serem menores do que os cristais do mesmo mineral na matriz fora do porfiroblasto, sugerindo que as incluses foram incorporadas em estgios precoces da recristalizao da rocha, quando a granulometria ainda era menor (uma alternativa seria a de que as incluses foram marginalmente dissolvidas para fornecer constituintes qumicos ao porfiroblasto e por isso ficaram menores). Porfiroclstica (Fig. 17, 18 e 19): microestrutura composta por gros relcticos grandes (porfiroclastos) numa matriz mais fina produzida por recristalizao dinmica (milonitizao) ou fragmentao (cataclase). Os porfiroclastos so gros (ou agregados de gros) que ficaram preservados do episdio deformacional. preciso cuidado para no confundir porfiroclastos com os clastos detrticos em metassedimentos.


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Fig. 16: Estgios de crescimento de um porfiroblasto atravs da reao qumica entre dois minerais, um granoblstico e o outro tabular. Em (a) e (b) o porfiroblasto cresce englobando relictos do mineral granoblstico, que por ser mais abundante do que o mineral tabular, no todo consumido na reao. Em (c) as condies do crescimento mudaram, talvez este tornou-se mais lento, permitindo difuso dos elementos do mineral tabular das circunvizinhanas at o porfiroblasto. O porfiroblasto agora desenvolve faces cristalinas e no tem mais incluses do mineral granoblstico, que todo consumido nas reaes (Best, 1982)

Fig. 17: Cataclstica

Fig. 18: Milontica;. P=porfiroclasto

Fig. 19: Ncleo-manto

Augen (palavra alem = olhos): quando se tm gros monominerlicos ou poliminerlicos, lenticulares, numa matriz xistosa. Ela comum em xistos e gnaisses. Os augen podem ser porfiroblastos, isto , gros maiores, que se cristalizaram in situ, ou porfiroclastos (Fig. 18 e 19), isto , gros maiores, relcticos do protlito, que sobreviveram a um evento de deformao/recristalizao da rocha. Milontica (Fig. 18): constituda de uma matriz fortemente foliada resultante de um processo deformacional dctil, com reduo da granulometria em decorrncia de uma recristalizao dinmica dos minerais em zonas de cisalhamento. Nesta matriz encontram-se freqentemente porfiroclastos, que so gros relcticos, maiores do que os constituintes da matriz e que ficaram preservados por serem menos dcteis. A matriz fina contorna os porfiroclastos conferindo rocha um aspecto de fluxo. A microestrutura ncleo-manto (= mortar, moldura ou alvenaria) (Fig. 19 e 22f) aquela em que se tm porfiroclastos (o ncleo) emoldurados por finos agregados de cristais do mesmo mineral, que foram produzidos por sua recristalizao dinmica marginal (o manto). Cataclstica (Fig. 17): constituda por cristais maiores e/ou fragmentos policristalinos da rocha original dispersos numa matriz fina e no foliada, formada em virtude da quebra, isto , da deformao rptil da rocha. comum em zonas de falhas rasas.

a b c


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8. MICROESTRUTURAS INDICATIVAS DA RELAO TEMPORAL ENTRE BLASTESE E DEFORMAO

Nos cintures orogenticos as rochas so submetidas a um metamorfismo dinamotermal, tambm chamado de regional ou orognico. Neste tipo de metamorfismo, mltiplos episdios de deformao e, s vezes, trmicos, so responsveis pela formao de vrias geraes de minerais. As estruturas tpicas so as foliaes, que se associam comumente a lineaes minerais e a dobras. As anlises de campo e de lminas delgadas destas rochas procuram estabelecer as fases de deformao a que foram submetidas e quais minerais formaram-se antes, durante ou depois de cada fase de deformao. Minerais de um metamorfito podem ter-se formado antes, durante ou depois de uma determinada fase de deformao registrada pelas microestruturas na rocha. Portanto, em relao a uma determinada fase de deformao um mineral pode ser classificado em: Pr-tectnico (ou pr-cinemtico), quando a deformao ocorreu aps a formao do mineral. Sin-tectnico (ou sincinemtico), quando a deformao ocorreu simultaneamente recristalizao do mineral. Ps-tectnico (ou ps-cinemtico), quando a recristalizao do mineral deu-se aps o episdio deformacional. Intertectnico (ou intercinemtico), quando a rocha sofreu mais de um evento deformacional e um mineral cresceu entre duas fases de deformao. O entendimento das relaes cronolgicas entre a deformao e o crescimento mineral baseia-se nas observaes microestruturais em sees delgadas. Na atualidade, acredita-se que as reaes qumicas que formam os minerais do-se sob volume constante, isto , que os minerais crescem atravs de um mecanismo de substituio em que no h variaes volumtricas. Uma teoria mais antiga, ainda defendida por alguns autores (p. ex. Augustithis, 1985), a de que os minerais crescem exercendo uma fora de cristalizao nas suas circunvizinhanas. Esta fora de cristalizao seria suficiente para empurrar e deformar a matriz adjacente ao cristal em crescimento, gerando foliaes curvadas ao redor dos porfiroblastos. Hoje, porm, sabe-se que os porfiroblastos no deformam a matriz envolvente por empurr-la, mas que foliaes encurvadas so o resultado da deformao da matriz aps o crescimento do cristal, isto , a matriz se molda ao porfiroblasto pr-existente. Se a matriz j apresenta foliaes ou outras estruturas, cristais ps-tectnicos vo crescer sobre estas, sem deform-las. Num trabalho clssico Zwart (1962) apresenta nove tipos de relaes geomtricas entre porfiroblastos e foliaes, que so consideradas como diagnsticos para anlises cronolgicas (Fig. 20). Segundo a conveno usual, as superfcies S internas, delineadas por incluses nos porfiroblastos, so chamadas de Si, e as superfcies S externas, na matriz adjacente, de Se. Estas S so foliaes geradas por crescimento sintectnico de filossilicatos (micas, cloritas etc.), anfiblios, grafita, hematita ou de outros minerais de hbito tabular ou prismtico/acicular. Tais minerais tm a tendncia de crescer com a sua maior dimenso orientada perpendicularmente direo de esforo mximo. Embora simples primeira vista necessrio uma cuidadosa interpretao dos cristais da Figura 20 para evitar ambigidades ou mesmo erros. Por exemplo, o porfiroblasto do tipo 1 , na realidade, intertectnico, tendo-se formado aps a gerao Si (que nele est inclusa) e antes de Se, isto , ele pr-tectnico somente em relao fase de formao que gerou a foliao externa ao porfiroblasto. Em 7 e 8 a blastese pr- e sintectnica somente em relao segunda fase deformao que causou a crenulao, mas no em relao primeira deformao que gerou a foliao inclusa nos porfiroblastos na forma de uma Si. Os desenhos 7 e 8 tambm so incompletos, pois no apresentam distores da crenulao prximo aos porfiroblastos, j que estes tenderiam a afetar os planos axiais da crenulao junto s suas bordas laterais, conforme ilustrado na figura 21.


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Em 9 o porfiroblasto ps-tectnico em relao a duas fases de deformao, a primeira gerou a foliao e a segundo crenulou esta foliao. Na natureza existem outras possibilidades alm das nove fundamentais do desenho da Fig. 20. Por exemplo, certos porfiroblastos podem ter ncleos pr-tectnicos e bordas sin-tectnicas, ou ncleos sin-tectnicos e bordas ps-tectnicas (Fig. 25c).

Fig. 20: As nove relaes diagnsticas entre porfiroblastos e matriz (modificado de Zwart, 1962) para identificar cristalizao antes, durante ou aps um determinado evento de deformao.

Fig. 21: Porfiroblasto sin-tectnico gerado durante a crenulao da foliao mais antiga S1. Observa-se que S2 (plano axial das microdobras) est encurvada nas adjacncias do porfiroblasto.

8.1 EVIDNCIAS DE CRISTALIZAO PR-TECTNICA Os cristais pr-tectnicos (Fig. 22) so distinguidos por apresentar vrios indcios de deformao, como extino ondulante, fraturas, kink bands, boudinagem, clivagens ou maclas tortas, geminao mecnica, recristalizao dinmica parcial e feies de exsoluo, tais como certas pertitas. Foliaes que se formam posteriormente envolvem os porfiroblastos pr-existentes, que exibem, com freqncia, sombras de presso. A Fig. 20 (Zwart, 1962) mostra trs porfiroblastos pr-tectnicos (1, 4 e 7). Em 1, observa-se que Si (foliao relctica dentro do porfiroblasto) plana e que Se (foliao externa ao porfiroblasto) est deformada junto ao porfiroblasto. Este porfiroblasto cresceu sobre uma foliao j existente, a qual ficou preservada de modo relctico no seu interior constituindo a Si. Depois do crescimento do porfiroblasto a rocha sofreu uma deformao por cisalhamento simples. Possivelmente o porfiroblasto foi rotacionado e formaram-se zonas de sombra de presso nas pores superior direita e inferior esquerda. Os planos de xistosidade ficaram menos espaados nas pores inferior direita e superior esquerda, devido a uma concentrao maior de filossilicatos, j que nestas reas h maior atuao de esforos, levando a uma dissoluo por presso de minerais como quartzo. Pela observao das posies das reas de sombra de presso e das reas de


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concentrao dos planos de xistosidade pode-se deduzir o sentido de movimento do cisalhamento, que no caso das figuras 1 e 2 de Zwart (1962) dextral (Fig.20). O porfiroblasto 4 difere do 1 por ter sido gerado durante uma deformao por cisalhamento puro. Ele tambm ps-tectnico em relao ao evento que gerou a foliao Si, que perfeitamente plana. Depois da sua formao, houve nova fase de deformao, que moldou Se ao cristal. Portanto ele pr-tectnico em relao fase que gerou a xistosidade envolvente.

Fig. 22: Caractersticas de cristais pr-tectnicos. (a) Extino ondulante; (b) Porfiroblasto fraturado envolvido pela xistosidade; (c) Kink bands em biotita; (d) Maclas tortas e evanescentes em plagioclsio; (e) Porfiroblasto fraturado com sombras de presso; (f) Cristal de anfiblio com parcial recristalizao dinmica marginal (estrutura ncleo-manto) (Spry, 1969). Em 7 o porfiroblasto pr-tectnico em relao fase de deformao que crenulou a rocha. A Si plana, logo ele cresceu depois dela. Fazendo-se uma anlise crtica desta figura 7 (e tambm da 8, vide adiante) conclui-se que ela est incompleta, pois no mostra a deformao que necessariamente os planos axiais da crenulao da matriz teriam de apresentar nas adjacncias do porfiroblasto. A Fig. 21 mostra o aspecto da matriz quando h crescimento do porfiroblasto durante a crenulao. Verifica-se que os planos axiais das microdobras (superfcies S2) junto ao porfiroblasto so curvos, moldando-se a ele.

8.2 EVIDNCIAS DE CRISTALIZAO SINTECTNICA A maioria dos minerais de rochas de metamorfismo regional formou-se durante os episdios de deformao. Orientaes preferenciais, como o alinhamento de anfiblios, de filossilicatos (micas, cloritas) e o crescimento de gros alongados de quartzo so tpicos da blastese sintectnica, gerando as foliaes to comuns em filitos, xistos e gnaisses (Fig. 8, 9, 10 e 13). Na Fig. 20 esto representados diferentes porfiroblastos sintectnicos (nmeros 2, 5 e 8). Em 2, o porfiroblasto cresceu medida que ia sendo rotacionado durante a deformao por cisalhamento simples. A foliao Si tem uma forma sigmoidal e torna-se concordante com Se nas bordas do gro. Esta foliao interna com aspecto sigmoidal tem o nome de microestrutura bola-de-neve, quando a rotao do porfiroblasto foi maior do que 90o (no caso de grandes rotaes, a Si pode constituir uma verdadeira espiral, desde que a seo seja perpendicular ao eixo de rotao do porfiroblasto), ou rotacional, quando menor do que 90o . A granada um dos minerais que mais frequentamente exibem microestrutura bola-de-neve, ou rotacional, devido ao seu tpico hbito equidimensional, que facilita uma rotao. Um estudo clssico sobre granadas bola-de-neve foi realizado por Schoneveld (1977). Deve-se ter cuidado para no confundir a microestrutura sin-

a b c

d e f


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tectnica bola-de-neve/rotacional com a helictica, que ps-tectnica. Na Fig. 23 esto representados os estgios sucessivos de crescimento de uma granada do tipo bola-de-neve. Em anos mais recentes surgiram acirradas discusses em relao origem das incluses espiraladas em granadas. Bell et al. (1992a) e Bell & Johnson (1989) do uma outra explicao para tais feies. Segundo estes autores, a observao cuidadosa das trilhas de incluses em certos porfiroblastos revelam que elas so bastante complexas e comumente se truncam. Estes truncamentos so quase sempre ortogonais entre si e no poderiam formar-se por simples rotao durante um crescimento sintectnico. Eles propem um modelo de crescimento, em que a granada iria se desenvolvendo sobre diversos conjuntos de foliaes quase ortogonais, que sucessivamente obliterariam as anteriores. O processo de formao destas foliaes quase perpendiculares entre si seria decorrente da repetio de episdios de encurtamento, que leva a um espessamento crustal (quando ento se formariam foliaes subverticais), seguido de um relaxamento crustal, que levaria a um episdio de colapso desta pilha soerguida e ao desenvolvimento da foliao sub-horizontal. Um resumo das divergncias a respeito deste assunto so encontradas em Bell et al. (1992b) e Passchier et al. (1992).

Fig. 23: Estgios sucessivos no crescimento sintectnico de granada acompanhado de rotao (Spry, 1969) O cristal 5 da Fig. 20 cresceu durante um evento deformacional por cisalhamento puro. medida que ele foi se desenvolvendo, a foliao externa adjacente ia sendo englobada, formando a Si. Na poro central Si plana, porque o porfiroblasto ainda era pequeno e praticamente no atrapalhava a planaridade da foliao externa. Mas medida que o porfiroblasto ia ficando maior, cada vez mais ele atrapalhava a planaridade da matriz, que ento passava a moldar-se a ele. Assim foram sendo englobadas foliaes progressivamente mais curvas do centro para as extremidades superior e inferior do cristal. O porfiroblasto 8 (Fig. 20) cresceu durante a fase de deformao que crenulou a rocha. Observa-se que no centro a Si plana e vai se tornando progressivamente mais crenulada para as bordas. Portanto, o porfiroblasto sintectnico em relao fase de deformao que crenulou a rocha (mas ele ps-tectnico em relao fase que gerou a foliao plano-paralela). Conforme discutido para o porfiroblasto 7, tambm a figura 8 no bem est correta, pois no representa a deformao da matriz crenulada junto ao porfiroblasto. A feio microestrutural mais apropriada para a matriz seria semelhante da Fig. 21.

8.3 EVIDNCIAS DE CRISTALIZAO PS-TECTNICA Cristais ps-tectnicos no tm orientao preferencial. No caso de minerais de hbito tabular ou prismtico, como micas e anfiblios, a orientao aleatria e a microestrutura chamada de decussada (Fig. 11). Porfiroblastos ps-tectnicos, que cresceram em rochas j foliadas, no causaro a deformao desta xistosidade, que termina contra as suas faces sem ser defletida. s vezes esta xistosidade pode ficar preservada de modo relctico dentro do porfiroblasto na forma de uma foliao interna chamada de Si, constituda por trilhas de opacos alongados e/ou de pequenos cristais elpticos de quartzo. A Si contnua foliao externa ao porfiroblasto, chamada de Se. Esta Si relctica, que s vezes pode at retratar dobras, constitui as incluses helicticas.

a b c d e


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Microestrutura helictica (Fig. 24a e 25a) , portanto, uma foliao relctica preservada em cristais ps-tectnicos. A Fig. 24b mostra cristais ps-tectnicos grandes de mica, que cresceram discordantes sobre uma foliao pr-existente. Em 24c a dobra composta por cristais indeformados de mica. Portanto, os cristais originais da dobra foram substitudos por outros, isentos de deformao, durante um crescimento ps-tectnico. A Fig. 24d mostra um agregado de cloritas decussadas que constituem uma pseudomorfose sobre uma granada. Como as cloritas no exibem orientao preferencial, deduz-se que a substituio da granada foi na ausncia de um evento deformacional.

Fig. 24: Caractersticas de cristais ps-tecnicos: (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 no apresentam-se encurvados, logo devem ter-se recristalizado aps o dobramento; (d) Pseudomorfose de clorita decussada sobre granada (Spry, 1969). Na Fig. 20 h trs porfiroblastos ps-tectnicos, os de nmeros 3, 6 e 9. Nos casos 3 e 6 o porfiroblasto cresceu sobre uma foliao plano-paralela. Observa-se que ele no afeta a morfologia da foliao nas suas adjacncias. O porfiroblasto 9 cresceu numa rocha crenulada. Nos trs tipos a Si concordante com Se. Mesmo se no houvesse Si relctica, seria possvel deduzir que os porfiroblastos so ps-tectnicos em relao fase de deformao que gerou a matriz foliada, porque Se termina nas faces dos cristais sem ser defletida. No resumo acima sobre os principais critrios para a identificao de minerais pr-, sin- e ps-tectnicos verifica-se que geralmente torna-se necessria a observao das superfcies internas (Si) nos porfiroblastos. Quando elas estiverem ausentes, torna-se difcil separar porfiroblastos pr-tectnicos dos sin-tectnicos, pois o aspecto de Se o mesmo para os dois casos.

8.4 EVIDNCIAS PARA MAIS DE UM EVENTO DE DEFORMAO E/OU RECRISTALIZAO

Durante um ciclo tectonometamrfico podem ocorrer vrios episdios ou fases de deformao, que podem ser registradas nas microestruturas das rochas. As estruturas dessas rochas so complicadas porque contm dobras, lineaes, foliaes e porfiroblastos de diferentes idades. A anlise cuidadosa das feies microestruturais permite deduzir-se a seqncia de formao dos minerais em relao s vrias fases de deformao. Os porfiroblastos 1, 4 e 7 da Figura 20, por exemplo, so inter-tectnicos, conforme j discutido anteriormente. A Fig. 25 tambm mostra algumas feies caractersticas em rochas polideformadas. Na Fig. 25a tem-se um porfiroblasto helictico envolvido por uma foliao. Este porfiroblasto posterior gerao da crenulao preservada no seu interior (Si) e anterior foliao externa Se. Portanto, ele intertectnico. Esta rocha foi submetida a trs fases de deformao. Em

a b c d


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Dn-2 formou-se uma foliao que foi crenulada num evento Dn-1 ficando preservada como dobras helicticas dentro do porfiroblasto. Em Dn foi ento gerada a foliao principal Sn da rocha, que obliterou todas as foliaes anteriores e que contorna o porfiroblasto. Na Fig. 25b observa-se uma clivagem de crenulao formada em decorrncia do dobramento de uma foliao mais antiga. Portanto, esta rocha sofreu, no mnimo, duas fases de deformao Dn e Dn+1. Em Dn formou-se a foliao Sn, que foi crenulada num evento Dn+1, quando ento foi gerada a foliao mais jovem Sn+1. Em 25c tem-se uma granada cujo ncleo apresenta uma Si espiralada (logo o ncleo sintectnico com rotao), mas a borda, isenta de incluses, poderia ser ps-tectnica.

Fig. 25: Feies microestruturais em rochas polideformadas. (a) Cristal helictico, ps-tectnico em relao a Si (cuja crenulao indica duas fases de deformao) e pr-tectnico em relao a Se; (b) Clivagem de crenulao discreta; (c) Granada com ncleo sintectnico e borda ps-tectnica (Spry 1969). Tanto durante o resfriamento de um corpo rochoso depois de encerrado o ciclo metamrfico, quanto durante o processo de eroso, que faz com que as rochas de grandes profundidades sejam gradualmente posicionadas em nveis crustais menos profundos e, consequentemente, de menor T e P, as rochas metamrficas sofrem processos de um metamorfismo regressivo, em que minerais de graus metamrficos altos so substitudos por minerais de graus mais baixos (p. ex.: cloritizao de biotita, saussuritizao de plagioclsios, uralitizao de piroxnios). No entanto as alteraes retrometamrficas so normalmente incipientes, porque estas reaes envolvem gua, a qual no se encontra mais disposio em rochas de grau alto, fortemente desidratadas. Usando os critrios microestruturais descritos torna-se possvel estabelecer uma seqncia cronolgica do crescimento dos minerais nas diferentes fases de deformao da rocha. Resultados das anlises cronolgicas relativas ao crescimento dos minerais e s fases de deformao so compilados na forma de grficos conforme mostra a Fig. 26. Neste exemplo a rocha foi submetida a trs fases de deformao e os minerais so de diferentes idades.

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

a b c


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9. MICROESTRUTURAS RESULTANTES DA DEFORMAO Os principais mecanismos que levam mudana de forma dos corpos rochosos em virtude de processos deformacionais so os processos cataclsticos, os processos de plasticidade intracristalina (processos cristal-plsticos) e os processos de transferncia de massa por difuso. Rochas submetidas a uma intensa deformao podem acomodar estes esforos de modo rptil ou dctil. No primeiro caso, formam-se os cataclasitos, caracterizados por sua microestrutura cataclstica (Fig. 17). No segundo caso, as rochas so deformadas em regies crustais mais profundas (mais de 10 a 15km) e, portanto, em condies de temperaturas mais elevadas (T>250-350oC) (Sibson, 1977) e o regime de deformao predominantemente dctil. Neste estado de semiplasticidade forma-se a foliao milontica (Fig. 18) atravs da reduo granulomtrica em decorrncia de ativa recristalizao dinmica. H vrios parmetros que influem no comportamento mais dctil ou mais rptil das rochas. Um deles a sua composio mineralgica, pois h minerais mais ou menos dcteis para as mesmas condies de temperatura e taxa de deformao. Um parmetro importante a temperatura: quanto maior, mais dctil ser o comportamento da rocha. Um outro fator a taxa de strain, isto , a velocidade com que a rocha deformada: quanto maior, menos dctil ser o comportamento da rocha. Um fator adicional, que influi sobremaneira no comportamento de uma rocha durante a deformao, a presena de uma fase fluida, a qual , em geral, aquosa. Existem duas possibilidades bem distintas: deformao sob condies anidras e deformao com percolao de gua. Comumente as zonas de cisalhamento agem com "coletoras" para a gua das circunvizinhanas, que aqui se concentra. A gua propicia o abrandamento (softening) da rocha atravs da hidrlise dos minerais e atravs da participao em reaes minerais, como a sericitizao de feldspatos segundo a reao (no balanceada):

ortoclsio + plagioclsio = moscovita + quartzo + Na+ + Ca2+.

Portanto, as microestruturas geradas na presena de uma fase fluida aquosa so bem diferentes daquelas geradas em condies anidras, porque podem ocorrer tambm reaes de hidratao. No quadro abaixo tem-se os tipos bsicos de microestruturas cataclsticas e milonticas dependendo da proporo entre a matriz e porfiroclastos e da presena ou ausncia de uma foliao na matriz.

% de matriz Natureza da matriz

10-50 50-90 90-100

Macia

Protocataclstica

Cataclstica

Ultracataclstica

Foliada

Protomilontica

Milontica

Ultramilontica

9.1 PROCESSOS CATACLSTICOS 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 cataclstico. As microestruturas dos cataclasitos so caracterizadas pelas formas angulosas dos clastos, por fraturamento generalizado, por uma grande variao granulomtrica e pela ausncia de foliaes (Twiss & Moores, 1992). Em alguns casos, os cataclasitos associam-se a veios de pseudotaquilitos, que so rochas vtreas ou criptocristalinas, geradas por fuso devido a um grande calor de frico nos planos de falhas em zonas de abalos ssmicos.


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9.2 PROCESSOS DE PLASTICIDADE INTRACRISTALINA

Defeitos reticulares: vazios e discordncias Cristais com retculos cristalinos perfeitos so extremamente difceis de serem deformados. No entanto, a maioria possui imperfeies reticulares, o que possibilita a deformao do retculo cristalino com um esforo muito menor. Estes defeitos podem ser pontuais (p. ex.: vazios), lineares (p. ex.: discordncias) ou planares (p. ex.: planos de maclas, paredes de discordncias, fronteiras de kink bands). Destes, os defeitos mais importantes na deformao reticular so os vazios e as discordncias (Hobbs et al. 1976, Suppe 1985, Nicolas & Poirier 1976). Os defeitos pontuais so os vazios (= vacncias, vacancies), quando h falta de tomos em determinadas posies reticulares, ou as impurezas, quando se tm tomos adicionais dentro do retculo. Os vazios reticulares permitem a transferncia de massa por difuso intracristalina, chamada de "Nabarro-Herring creep". Os defeitos lineares so chamados de discordncias (dislocations). So defeitos incorporados nos cristais durante o seu crescimento ou que so adquiridos durante a deformao. No caso mais simples, so devidos a erros no "empilhamento" das unidades reticulares, do que resultam planos atmicos que no atravessam o cristal todo, isto , eles so incompletos. Discordncia a ltima linha de tomos deste plano cristalogrfico descontnuo. A figura 27 mostra um retculo cristalino com dois planos cristalogrficos defeituosos, representados por T e . Esse tipo de discordncia chamado de cunha (edge dislocation). As duas linhas de discordncia localizam-se onde terminam os planos cristalogrficos e orientam-se perpendicularmente ao plano do desenho. H tambm o caso em que o defeito resulta da toro de uma poro do retculo em relao outra. Esse tipo de discordncia chamado de parafuso (screw dislocation). Alm disso, h tambm a discordncia mista, em que se associam as discordncias dos tipos cunha e parafuso.

A densidade de discordncias, expressa como o comprimento total das linhas de discordncias por unidade de volume, muito maior em cristais deformados. Quartzo indeformado, por exemplo, tem uma densidade de discordncias correspondente a cerca de 103cm/cm2 e quartzo intensamente deformado chega a 1012cm/cm2 (Suppe, 1985).

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

Propagao de discordncias A deformao de um retculo cristalino fcil quando auxiliada pelo deslizamento de discordncias. Isto requer um esforo at mil vezes menor do que o esforo terico para a deformao de todo o retculo de uma s vez, pois somente uma linha de tomos precisa ser movimentada de cada vez (Best, 1982). O deslizamento de uma discordncia ilustrado na figura 28, em analogia ao arrasto de um tapete sobre o qual esto vrios mveis: puxar todo o tapete impossvel, mas movimentar uma pequena poro de cada vez fcil. Observa-se que a migrao da discordncia atravs do retculo levou a sua eliminao na borda do cristal e resultou numa mudana de forma deste.


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Nem sempre as discordncias podem movimentar-se atravs do retculo at serem eliminadas nas bordas conforme mostra a figura 28. Como o nmero de discordncias dentro dos cristais tende s a aumentar durante o episdio deformacional, as linhas acabam por se emaranhar, o que impede o seu movimento. Uma tenso cada vez maior passa a ser necessria para que as mudanas de forma prossigam. Este fenmeno chamado de endurecimento (strain hardening). Torna-se necessrio algum mecanismo de recuperao (recovery) da estrutura cristalina, que permita o abrandamento (softening) e a continuao das mudanas de forma. H vrios mecanismos de recuperao. Em temperaturas baixas, o deslizamento (slip) das discordncias fica confinado a determinados planos cristalogrficos, que so os de menor espaamento interplanar e alta densidade atmica. No quartzo deformado em temperaturas baixas (250-450oC) o plano basal (0001) o plano de slip ativo. Com temperaturas crescentes passam a ser ativados tambm os planos rombodricos e finalmente os planos prismticos. Em temperaturas maiores as discordncias podem tambm saltar (climb) de um plano cristalogrfico para outro, contornando obstculos como impurezas. Estes so mecanismos de recuperao do retculo que fazem parte do processo chamado de fluxo de discordncias (dislocation creep).

Fig. 28: Analogia entre a propagao de um defeito linear reticular do tipo discordncia e o arrasto de um tapete em etapas (Davis, 1984). Evidncias microestruturais da propagao de discordncias: extino ondulante, subgros e novos gros A propagao (fluxo) das discordncias (dislocation creep) permite a sua eliminao nas bordas ou o seu aniquilamento (quando duas discordncias de sinais opostos se encontram, elas se aniquilam e o retculo restaurado). Este um fenmeno de recuperao do retculo cristalino que permite a continuao da deformao do cristal (e consequentemente tambm da rocha) e, portanto, a absoro da energia deformacional atuante no sistema. Durante o processo de migrao de discordncias formam-se sucessivas geraes de microestruturas como extino ondulante, subgros e novos gros.


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Fig. 29: Distribuio das discordncias (smbolos e T) de modo desordenado (a) e incipientemente ordenado (b), gerando extino ondulante (a) e subgros (b) no cristal (Spry, 1969).

Extino ondulante (Fig. 29a): Quando a densidade de linhas de discordncias grande e as mesmas se encontram distribudas aleatoriamente atravs do retculo, os cristais no se extinguem homogeneamente, porm apresentam extino ondulante sob luz polarizada cruzada.

Subgros: Durante a migrao de discordncias atravs do retculo cristalino, elas podem acabar por se emaranhar, concentrando-se em zonas relativamente planares dentro do cristal. Quando a densidade de discordncias aumenta muito nestas zonas planares, diz-se que se formaram paredes de discordncias (dislocation walls) (Fig. 30), as quais delimitam microestruturas chamadas de subgros. Subgros so reas discretas dentro de um cristal, separadas das pores adjacentes por fronteiras (as paredes de discordncias), onde se concentra um grande nmero de discordncias (quando as fronteiras so gradacionais, isto , difusas, estas reas so chamadas de bandas de deformao). O retculo cristalino no subgro tem uma orientao cristalogrfica um pouco diferente da regio adjacente. A "desorientao" relativa do subgro em relao s reas adjacentes do cristal no maior do que cerca de 7 a 10o. Oticamente os subgros so identificados sob luz polarizada: so reas dentro de um cristal, que se extinguem em posio um pouco diferente das regies circunvizinhas, sendo que os seus contatos so abruptos. Lamelas de deformao so feies encontradas mais comumente em quartzo deformado sob baixas temperaturas, que se caracterizam por delgadas faixas com relevo um pouco mais elevado e cor de interferncia diferente das adjacncias e pela tendncia a uma orientao preferencial sub-basal. So delgados subgros alongados onde h uma elevada concentrao de emaranhados de discordncias e arranjos de incluses fluidas ou slidas (Passchier & Trouw, 1996).

Paredes de discordncias

Subgros

Fig. 30: (a) Alinhamento de discordncias formando uma parede de discordncias (Hobbs et al., 1976); (b) Paredes de discordncias e subgros (Best, 1982).

a b

(a)


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Novos gros: Novos gros so cristais gerados durante o processo deformacional por processos de recristalizao dinmica s custas de gros fortemente deformados. O seu tamanho menor do que os gros originais. Com o prosseguimento da atuao da deformao, os novos gros, por sua vez, tambm vo adquirir extino ondulante e subgros e podem vir a ser recristalizados em outros novos gros, isto , o processo contnuo.

9.3 PROCESSOS DE RECRISTALIZAO DINMICA

Recristalizao dinmica por rotao de subgros: Se a densidade de discordncias nas paredes que limitam os subgros aumenta muito, a "desorientao" do retculo do subgro em relao ao cristal original pode tornar-se maior do que cerca de 7 a 10o (Fig. 31). Neste caso, tem-se agora um novo gro, que um cristal com individualidade prpria. Houve aqui um processo denominado recristalizao dinmica por rotao de subgros. Este fenmeno facilitado sobremaneira pela hidrlise, ocorrendo, neste caso, at mesmo em rochas deformadas em baixas temperaturas. A rotao de um subgro relativa e no significa uma ruptura do retculo e um giro no sentido fsico, mas sim uma desorientao progressiva da estrutura reticular de uma poro do cristal original. O processo pode levar a uma recristalizao total dos cristais originais em agregados de novos gros mais finos. O tamanho dos novos gros mais ou menos igual ao dos subgros dos porfiroclastos remanescentes e isto constitui uma evidncia para a atuao do processo de recristalizao dinmica por rotao de subgros.

Fig. 31: "Desorientao" relativa de uma poro do retculo limitada por paredes de discordncias: quando o ngulo maior do que 7 a 10o, a rea corresponder a um novo gro (em caso contrrio ter-se- um subgro) (Poirier, 1985).

Oticamente diferenciam-se novos gros e subgros na posio de iluminao mxima do cristal original (sob luz polarizada cruzada): os subgros perdem as suas caractersticas ticas prprias e no se distinguem, todos ficam com a mesma cor de polarizao, que a do cristal hospedeiro original; os novos gros, por sua vez, no perdem nesta posio a sua individualidade tica e so distinguidos facilmente por terem outra cor de polarizao. Recristalizao dinmica por migrao de borda de gro (grain boundary migration): tomos da borda de um gro com uma alta densidade de discordncias no contato com um gro com baixa densidade de discordncias podem reorganizar-se de modo a se ajustar ao retculo do cristal vizinho menos deformado. Deste modo a superfcie de contato entre os dois cristais ser deslocada e ocorrer o crescimento do cristal menos deformado s custas do mais deformado. A borda do gro


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

Fig. 32: Recristalizao dinmica por migrao de borda de gro. A borda do cristal menos deformado (incolor) forma uma protuberncia (bulge), que cresce s custas do mais deformado (cinza). A barriga pode desenvolver-se e constituir um novo gro. Dentro do cristal cinza (mais deformado) tambm pode ocorrer a formao de um ncleo cristalino que cresce por migrao de borda, constituindo um novo gro com estrutura cristalina menos deformada (Passchier & Trouw, 1976). Regies do cristal fortemente deformadas so aquelas com uma alta densidade de defeitos reticulares, tais como paredes de discordncias, bordas de kink bands ou bordas dos gros. A energia deformacional ali acumulada pode propiciar a formao de novos ncleos cristalinos e o seu crescimento s custas do cristal hospedeiro. O novo gro ter uma densidade de discordncias bem menor e, portanto, ser mais brando (soft), facilitando a continuao da deformao da rocha. A recristalizao dinmica por grain boundary migration gera novos gros que costumam ser bem menores do que os subgros dos porfiroclastos remanescentes, o que constitui uma evidncia para este processo. Na rochas parcialmente recristalizadas dinamicamente, a microestrutra constituda por porfiroclastos relativamente grandes e uma matriz fina e de granulao relativamente uniforme. Esta granulao dos novos gros da matriz depende da composio mineralgica, da temperatura, do stress diferencial e da magnitude da deformao (Passchier & Trouw, 1996). Os contatos entre os novos gros tendem a ser extremamente irregulares, do tipo serrilhado (Fig. 5). Recristalizao dinmica por deslizamento de borda de gro (grain boundary sliding): No caso de deformao em altas temperaturas e em rochas de fina granulao pode ocorrer um "deslizamento" dos gros uns em relao aos outros. O deslizamento associa-se a uma difuso de matria, o que inibe o aparecimento de vazios no contato entre os gros. A migrao de matria pode ocorrer por difuso slida (solid-state diffusion creep) ou por dissoluo e precipitao via fluido intergranular (Passchier & Trouw, 1996). Indcios da atuao de fluxo superplstico em rochas submetidas a elevadas magnitudes de deformao so a fina granulao e a ausncia de uma orientao cristalogrfica preferencial.

9.4 PROCESSOS DE RECRISTALIZAO ESTTICA

A recristalizao dinmica gera agregados de cristais finos (os novos gros), com contatos freqentemente serrilhados (Fig. 5) e que apresentam deformao interna que se manifesta na forma de extino ondulante ou subgros. Este tipo de agregado possui uma elevada energia livre interna e , portanto, termodinamicamente instvel. Depois que cessa a deformao, pode ocorrer a eliminao do excesso de discordncias e migrao de borda de gros, o que leva a um aumento na granulometria e ao desenvolvimento de contatos mais regulares. Contatos intergranulares


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serrilhados so termodinamicamente mais instveis do que fronteiras mais regulares, porque a rea superficial e, portanto, a energia livre de superfcie do primeiro tipo maior do que a do segundo tipo. Da mesma forma, um agregado de finos cristais tem uma energia livre de superfcie maior do que um agregado de cristais maiores. A tendncia natural minimizar esta forma de energia pela recristalizao esttica, que um fenmeno de tmpera (annealing) ps-deformacional. A energia que promove a migrao de fronteiras so as diferenas entre as energias deformacionais internas dos gros: os menos deformados, e portanto mais estveis, crescem expandindo as suas fronteiras s custas dos cristais vizinhos mais deformados. A microestrutura tpica resultante da recristalizao esttica de agregados monominerlicos a granoblstica poligonal (Fig. 2), que se caracteriza por arranjos de cristais que, em lmina delgada, constituem gros poligonais, em geral de 5 ou 6 faces. Tipicamente trs gros formam junes trplices com ngulos de 120o. O quartzo um dos minerais que mais freqentemente adquire este tipo de microestrutura ps-deformacional. Em alguns minerais, como o quartzo, pode ocorrer, em altas temperaturas, um processo chamado de crescimento secundrio, em que alguns gros crescem s expensas de outros, mais deformados, adquirindo um tamanho relativamente grande. Estes cristais maiores costumam ser irregulares, amebides. No entanto, provvel 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 TRANSFERNCIA DE MASSA POR DIFUSO Durante processos deformacionais comum a difuso de matria. Neste processo ocorrem dois mecanismos principais, a difuso no estado slido (solid state diffusion) e a dissoluo por presso (pressure solution). O fluxo de matria por difuso no estado slido (solid-state diffusion creep) d-se atravs da transferncia de material das reas de maior presso para as de menor presso (Fig. 33), sem a participao de uma fase fluida. Este um fenmeno que requer temperaturas elevadas. A difuso no estado slido pode auxiliar o deslizamento de borda de gros (grain boundary sliding) no fluxo superplstico. A migrao de matria atravs do retculo cristalino d-se pelo movimento de vazios (vacancies). Quando a matria flui ao longo da periferia dos gros o mecanismo tem o nome de Coble creep e quando o movimento atravs da estrutura do cristal, chamado de Nabarro-Herring creep (Fig. 33). As evidncias microestruturais deste tipo de difuso no costumam ser claras.

Fig. 33: Modelo do mecanismo de difuso slida por transferncia de massa intracristalina (Nabarro-Herring creep), causando mudana de forma dos gros (Twiss & Moores, 1992).


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Dissoluo por presso um importante processo de deformao das rochas, em que ocorre uma dissoluo de matria cristalina auxiliada por fluidos, geralmente ricos em H2O e sob a influncia de uma elevada tenso diferencial. Ocorre comumente em temperaturas relativamente baixas em cristais cujas bordas fazem um elevado ngulo com a direo de maior tenso. Os fluidos tambm transportam a substncia para outros stios onde d-se a sua precipitao. Estes stios so regies de alvio de presso, tais como fraturas e sombras de presso adjacentes a gros rgidos. Algumas evidncias microestruturais da dissoluo por presso so estilolitos, truncamento de fsseis ou de outros gros (por exemplo oolitos), e alguns tipos de clivagens, como a ardosiana e a clivagem de crenulao. Na gerao da clivagem de crenulao alguns minerais mais solveis, como quartzo e carbonatos, migram dos flancos das microdobras (zonas de maior presso) para as zonas das charneiras (zonas de menor presso), formando-se, como conseqncia, um bandamento composicional. Microestruturas indicativas da precipitao de material dissolvido so sobrecrescimentos (overgrowths), franjas de presso e veios. Durante o metamorfismo de grau baixo, a dissoluo e a transferncia de massa por difuso so processos muito comuns. Na gerao de ardsias, por exemplo, so postuladas perdas volumtricas de at 50% (Bell & Cuff, 1989).

10. INDICADORES CINEMTICOS

Em zonas de cisalhamento e tambm em reas de metamorfismo regional dinamotermal aparece uma srie de feies microscpicas que podem ser utilizadas para indicar o sentido do movimento, tais como:

Estruturas S-C Assimetria em caudas de recristalizao dinmica de porfiroclastos Micas pisciformes (mica fish) Assimetria em zonas de sombras de presso junto a porfiroclastos Deslocamento e rotao de cristais segmentados Vergncia de microdobras assimtricas Rotao de porfiroblastos Trama de eixos-c de quartzo Para que a anlise microscpica de indicadores cinemticos traga resultados prticos

confiveis so imprescindveis cuidadosas observaes de campo e uma ateno especial na coleta das amostras, que devem ser devidamente orientadas. Alm disso, a posio do corte das lminas tambm deve ser orientada. Normalmente as lminas so cortadas paralelamente lineao e perpendicularmente foliao da amostra. Informaes 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 foliao milontica S, que aproximadamente

paralela ao plano XY do elipside de deformao finita. Superfcies C (de cisalhamento) so descontinuidades desenvolvidas durante o fluxo em zonas de deformao cisalhante relativamente intensa e que defletem ou cortam a foliao S. Elas so paralelas aos limites da zona de cisalhamento. As estruturas S-C geradas durante o cisalhamento so de mesma idade. No entanto, em certas rochas a xistosidade pode ser mais antiga, anterior ao processo da deformao por cisalhamento (Lister e Snoke 1984, Simpson 1986).

O padro geomtrico das duas foliaes fornece claras indicaes sobre o sentido do cisalhamento. As superfcies S tendem a curvar-se e a tornar-se assintticas em relao s superfcies C. A relao angular entre as duas superfcies e o aspecto sigmoidal de S permitem deduzir-se com clareza o sentido de movimento global (Fig. 34).


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

10.2 ASSIMETRIA EM CAUDAS DE RECRISTALIZAO DINMICA DE

PORFIROCLASTOS Em zonas de cisalhamento os gros podem sofrer recristalizao marginal e rotao

simultnea, do que resultam porfiroclastos ladeados por caudas (ou esteiras) de recristalizao dinmica. Estas caudas so muitas vezes assimtricas, permitindo interpretar-se o sentido de movimento durante o cisalhamento. H dois tipos bsicos de porfiroclastos com caudas recristalizadas: o tipo , em que predomina a recristalizao marginal do porfiroclasto sobre uma rotao, e o tipo , em que h rotao do porfiroclasto durante a recristalizao (Fig. 35).

Muitas vezes os porfiroclastos so constitudos de feldspatos. A cauda pode ser composta pelo prprio material do porfiroclasto ou pelo produto de uma reao de abrandamento (softening) deste material, por exemplo por moscovita e quartzo formados s custas de feldspatos.

Morfologicamente o tipo caracteriza-se pelo fato da linha mediana da cauda no cruzar o plano de referncia paralelo xistosidade geral que passa pelo centro do cristal. No tipo a linha mediana da cauda cruza este mesmo plano paralelo 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 pode passar a um do tipo durante um processo progressivo de recristalizao dinmica e rotao. O tipo costuma ser encontrado somente em ultramilonitos.

Fig. 36: Desenvolvimento de porfiroclasto do tipo devido recristalizao dinmica progressiva de porfiroclasto do tipo (Mawer, 1987)

10.3 MICAS PISCIFORMES (MICA FISH) Porfiroclastos de mica em rochas milonticas tm comumente uma forma assimtrica

lenticular e so ladeados por caudas com finos cristais de mica originadas da recristalizao dinmica parcial destes porfiroclastos (Fig. 37). A forma muito caracterstica dos mica fish permite identificar-se o sentido do movimento na zona de cisalhamento. Simpson (1986) considera estas micas pisciformes como porfiroclastos do tipo . Informaes mais detalhadas sobre a formao 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 PRESSO Sombras de presso so reas localizadas em ambos os lados de um cristal rgido, que

protegeu da deformao estas zonas imediatamente adjacentes a ele. A microestrutura e, s vezes, a mineralogia dentro da sombra, so diferentes da rocha e a foliao contorna o cristal rgido e sua sombra (Fig. 38).

Fig. 38: Sombras de presso assimtricas ladeando porfiroblasto, constitudas por mineral granoblstico. O sentido do movimento indicado pela assimetria dextral.

Franjas de presso so agregados fibrosos, geralmente de quartzo, calcita ou filossilicatos, que aparecem em zonas de sombra de presso ladeando gros rgidos (geralmente pirita ou magnetita) em rochas de grau baixo de metamorfismo. medida que ocorre o deslocamento da matriz devido deformao, formam-se "vazios" nas adjacncias dos gros rgidos. Estes espaos vazios so preenchidos por minerais geralmente fibrosos que crescem no sentido oposto ao sentido de deslocamento, isto , crescem da matriz na direo do cristal rgido. Os minerais fibosos podem estar orientados perpendicularmente s bordas do cristal rgido ou podem crescer paralelamente direo de deslocamento da matriz durante a deformao. O primeiro tipo chamado por Ramsay & Huber (1983) de fibras controladas pela face e o segundo tipo de fibras controladas pelo deslocamento (Fig. 39). Franjas de presso assimtricas podem ser utilizadas como critrio cinemtico, embora a interpretao seja s vezes problemtica.

Fig. 39: Franjas de presso: 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 ROTAO DE CRISTAIS SEGMENTADOS Minerais rgidos submetidos a uma deformao numa matriz dctil podem muitas vezes

desenvolver fraturas ao longo de planos de fraqueza como as clivagens. Os segmentos so deslocados e rotacionados. O sentido do deslocamento ao longo das fraturas individuais pode ser concordante (=sympathetic) ou discordante (antithetic) em relao ao sentido do movimento global. Se as fraturas iniciais fizerem um ngulo pequeno com o plano de fluxo, o deslocamento dos segmentos ser no mesmo sentido do deslocamento global (Fig. 40a). Se as fraturas iniciais fizerem um ngulo elevado com o plano de fluxo (45o at 135o) o sentido de deslocamento dos segmentos ser oposto ao sentido de movimento global (Fig. 40b). Estes movimentos so semelhantes aos das cartas de um baralho deitado ou em p. No caso de ngulos intermedirios, porm, pode haver rotao dos segmentos e o sentido de movimento indicado ser dbio (Fig. 41). Portanto, este critrio cinemtico deve ser utilizado com reservas. O ideal s se considerarem gros em que as fraturas fazem ngulos ou muito baixos (0 a 20o, 160 a 180o) ou muito elevados (50 a 130o) 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 ngulo em relao ao plano de fluxo, cujos segmentos foram deslocados no sentido contrrio ao do movimento global (Simpson & Schmid, 1983).

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


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10.6 VERGNCIA DE MICRODOBRAS ASSIMTRICAS

Pertubaes locais devido deformao no homognea podem gerar microdobras assimtricas, cuja vergncia 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 critrio deve ser utilizado com muito cuidado, pois com freqncia no se sabe qual era orientao original da estrutura antes do seu dobramento (ver Simpson, 1986). Alm disso, deve-se atentar tambm para o fato de que, se a simetria de uma dobra , por exemplo, S quando observada numa direo, passa a ser Z quando observada no outro sentido, isto , de trs. No entanto, embora a simetria da dobras dependa da posio do observador, o sentido de movimento global indicado continua a ser o mesmo.

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

10.7 ROTAO DE PORFIROBLASTOS Cristais que crescem durante o metamorfismo regional dinamotermal podem ser

rotacionados devido ao shear stress (tenso cisalhante) atuante na rocha. O sentido do movimento global pode, s vezes, ser determinado observando-se a geometria das trilhas de incluses do porfiroblasto em relao foliao externa. Se as superfcies S internas (chamadas Si) do porfiroblasto tiverem uma forma sigmoidal (estrutura chamada de "bola-de-neve") e se nas bordas essa Si paralela foliao externa (Se), ento o cristal sintectnico e ele cresceu medida que ia sendo rotacionado (vide tambm discusso no captulo de crescimento de porfiroblastos sintectnicos). A forma sigmoidal de Si permite, ento, interpretar-se o sentido do movimento (Fig. 43), que, na figura representada, horrio (dextral).


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Fig. 43: Porfiroblasto sintectnico de granada bola-de-neve, com rotao de aproximadamente 90 no sentido horrio (dextral) (Best, 1982).

10.8 ORIENTAO DE EIXOS C DE QUARTZO A deformao plstica d origem a uma grande variedade de padres de orientao

preferencial de eixos ticos de cristais nas rochas. No sero aqui abordados detalhes sobre este assunto, que requer a utilizao de uma platina universal. Para maiores detalhes vide, por exemplo, Ramsay & Huber (1987), Simpson & Schmid (1983), Passchier (1983) e Passchier & Trouw (1996).

11. REFERNCIAS BIBLIOGRFICAS

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Microestruturas de Rochas Metamorficas