TÓPICO 3 ___________________________________________________________________

METAMORFISMO

Licenciatura em Ciências do Ambiente - Geologia Geral II (1º ano-2ºS)

Ano lectivo de 2007/08

CC

O metamorfismo é um processo geológico que implica o reajustamento mineralógico e textural de rochas sólidas, sob condições de P e T, prevalecentes abaixo da zona de cementação e diagénese dos sedimentos, diferentes das confições de P e T que condicionaram a génese da rocha original. Deste modo, o estudo do metamorfismo está associado à investigação sobre zonas profundas da crosta terrestre, procurando os geólogos conhecer e interpretar as associações mineralógicas e as estruturas presentes nas rochas metamórficas, de modo a identificar o estado inicial das rochas e as transformações que sofreram. As rochas iniciais, de cuja transformação resultaram as rochas metamórficas, podem ser rochas sedimentares, magmáticas ou mesmo metamórficas sujeitas a novas transformações. Quando a intensidade do metamorfismo não foi muito elevada é possível reconhecer as características da rocha original. Embora no interior da placas também possam ocorrer processos metamórficos, associados por exemplo com a intrusão de maciços sub-vulcânicos ou impactes de meteoritos, é principalmente em zonas de contacto compressivo entre placas que o fenómeno adquire uma maior dimensão.

A - Limites do metamorfismo

1. Limite inferior Considera-se como limite inferior o momento em que aparece numa rocha um ou vários minerais metamórficos. Mas este limite entre a diagénese e o metamorfismo nem sempre é fácil de determinar. Aliás só a utilização de técnicas de raio X, em laboratório, permite estabelecer com rigor esta mudança. Este limite encontra-se definido para as rochas pelíticas pelo grau de cristalização da ilite (mineral argiloso essencialmente potássico), que passa de um tamanho de algumas dezenas de angströms a alguns microns. Estas determinações são realizadas através de técnicas que utilizam o raio X. Para as rochas básicas são alguns zeólitos (tectosilicatos hidratados) que indicam o início do metamorfismo. A mudança de diagénese para metamorfismo é marcada pela desaparição da heulandite (zeólito cálcico sedimentar) que cristaliza em laumontite (zeólito cálcico) ou em lawsonite (silicato cálcico metamórfico) com formação de quartzo e água.

2. Limite superior No que se refere a rochas quartzo-feldspáticas (arcoses, grauvaques, granitos) a fusão surge a uma temperatura próxima dos 750ºC. Corresponde ao fenómeno de anatexia que origina um liquido de composição granítica e minerais refractários. Esta associação de material granítico e de material metamórfico dá origem a rochas híbridas (migmatitos) onde são visíveis porções resultantes da cristalização da referida fase (em fusão) com restos de rocha metamórfica. Por sua vez, os migmatitos fazem a transição com os granitos de anatexia (fig. 1).

Figura 1 – Este esquema coloca em evidência a relação entre o granito de anatexia que permanece no seu contexto de formação e um granito intrusivo que migra através de rochas encaixantes com temperaturas mais baixas e induz uma aurélola de metamorfismo. (retirado de Pons, 2001)

1. Consulte a Base de Dados do INETI para conhecer as características dos migmatitos.

Relativamente às rochas quartzíticas, calcárias e magmáticas (básicas) regista-se a perda pelos minerais hidratados de água e surgem minerais anidros (piroxena, plagiocláse, feldspato potássico, silimanite, etc.), isto é, o metamorfismo prossegue formando-se sucessivas paragéneses. B – Metamorfismo isoquímico O metamorfismo corresponde a uma transformação das rochas sem passagem do estado sólido para o estado de fusão. As transferências de elementos químicos, iões, grupos de iões ou moléculas, fazem-se graças a fluídos como H2O e CO2. As rochas (sedimentares, magmáticas ou mesmo metamórficos) podem devido a movimentos tectónicos ser sujeitas a condições de P e T diferentes daquelas em se formaram os seus minerais, que por esse motivo vão sofrer mudanças que lhes permitam atingir o equilíbrio. No caso das rochas magmáticas sujeitas a metamorfismo mantém a mesma composição da rocha inicial. O gneiss tem uma composição semelhante ao granito, com teores elevados em sílica e metais alcalinos e baixos em ferro, cálcio, magnésio e titânio. Quanto ao micaxisto aproxima-se em termos de composição dos argilitos. Por último, o anfíbolito tem uma composição próxima das rochas básicas do tipo basalto ou gabro.

Quadro 1 – Resultados de análises da região do Limousin, em França (Pons, 2001) Rocha SiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO TiO2 K2O Na2O gneiss 70,80 14,47 3,00 0,04 0,94 0,83 0,30 4,97 3,54 micaxisto 57,37 20,75 8,33 0,11 3,14 0,70 0,93 4,84 0,70 anfibolito 48,79 10,91 17,88 0,25 5,90 9,45 2,36 1,09 1,23 Estes três exemplos colocam em evidência:

a) o carácter isoquímico das transformações metamórficas; b) a possibilidade de ter uma ideia da natureza da rocha inicial a partir da composição química

e em consequência extrapolar uma composição mineralógica possível, à semelhança do que foi referido para as rochas magmáticas.

C – Metamorfismo metassomático O metassomatismo está associado à transferência de elementos químicos, relacionada com intrusões que liberam uma fase liquida ou gasosa importante, que é rica nesses elementos. Corresponde aos estados pneumatolíticos e hidrotermal no arrefecimento de plutões graníticos. Importa referir que mesmo nestas condições as rochas permanecem no estado sólido. D – Factores de metamorfismo Para que se processem os reajustamentos mineralógicos, texturais e estruturais através dos quais se gera uma rocha metamórfica, é necessária a intervenção de condições físicas que são simultaneamente propicias à formação de novos minerais e de novas texturas e estruturas, e, inadequadas para a persistência dos minerais da rocha primitiva. Esses factores externos são os factores de metamorfismo: temperatura, pressão, fluído e tempo.

1. Temperatura O aumento de temperatura favorece as reacções químicas entre os minerais e aumenta a sua vulnerabilidade às deformações resultantes das tensões a que ficam sujeitos. Em relação a este factor interessa considerar qual a sua origem e quais os efeitos sobre as rochas. O aumento da temperatura pode ter como origem uma intrusão magmática próxima. A extensão da penetração da “onda de calor”, a intensidade com que se fará sentir e o tempo que tarda a atingir as rochas localizadas a diversas distâncias da intrusão dependem de numerosas variáveis:

- temperatura de intrusão do magma – que pode exceder muito ou pouco a temperatura de cristalização; - natureza do magma – a temperatura de cristalização de magmas básicos é mais elevada do que a de magmas ácidos; - velocidade de cristalização do magma; - volume e forma do corpo magmático – controla essencialmente a configuração e largura das auréolas de metamorfismo; - a distância a que a rocha se encontra do contacto com o corpo magmático intruído; - temperatura e pressão a que se encontrava o domínio intruido pelo magma – estas variáveis reflectem grosseiramente a profundidade; - composição mineralógica, fluidos e estruturas das rochas encaixantes.

De um modo geral as zonas de metamorfismo induzidas por contacto apresentarão rochas com associações mineralógicas que definem: 1) fácies de corneanas típicas nos casos em que os gradientes térmicos sejam pronunciados – intrusões de pequena profundidade; 2) fácies de transição para as fácies que são típicas de metamorfismo regional, sempre que a intrusão seja de profundidade relativamente grande; 3) fácies indistintas das de metamorfismo regional, metassomatismo e migmatização nos casos de intrusões muito profundas. A existência de fluxo de calor terrestre – que marca a diferença de potencial térmico entre a superfície da crosta e a atmosfera – implica necessariamente a existência de gradiente geotérmico, isto é, a variação de temperatura com a profundidade. A um determinada profundidade a temperatura resulta do somatório da quantidade de calor que chega das zonas inferiores do globo terrestre e da que a essa profundidade se gera por declínio dos elementos radioactivos das rochas aí existentes. A estas fontes térmicas pode ainda somar-se o calor de eventuais intrusões magmáticas na proximidade e ainda o resultante da libertação de energia térmica associada a impactes meteoríticos de grande magnitude. Para as regiões que apresentam quantidades de fluxo térmico normal está calculado um gradiente geotérmico entre 12ºC/km e 40ºC/km.

A fig. 2 representa diversos tipos de gradientes geotérmicos (1, 2 e 3). A situação 2 poderá corresponder a uma rápida acumulação de sedimentos que dificultam a condução de calor para cima, enquanto a situação 3 pode corresponder a uma intrusão de fluidos magmáticos que provoquem um aumento da temperatura. Em termos genéricos, podemos afirmar que os gradientes máximos correspondem às zonas onde há ascensão de material magmático, como por exemplo nos riftes das cristas médio oceânicas. Os gradientes médios encontram-se nas zonas continentais estáveis, muito antigas, e os mínimos ocorrem nas fossas marginais associadas a zonas de Benioff.

Figura 2 – Ilustração de diversos tipos de gradientes geotérmicos. (retirado de Portugal Ferreira, 1972)

2. Através de consultas na Internet procure compreender o significado de “zonas de Benioff”. Nota: este conceito será abordado posteriormente, no tópico 6.

Figura 3 – Diagrama representando a convergência de duas placas litosféricas, mostrando diferentes zonas de metamorfismo. As linhas tracejadas indicam limites de temperatura. (retirado de Skinner e Porter, 1995) 3. Pressão

Se considerarmos que o metamorfismo ocorre em zonas mais ou menos profundas da crosta é fácil compreender a importância que a pressão assume nestes processos. Consideramos em separado três tipos de pressão: pressão litostática, pressão dirigida (stress) e pressão de voláteis.

a) Pressão litostática A pressão litostática é essencialmente devida à carga que sobre um certo nível de profundidade exerce a coluna de rochas suprajacentes. À semelhança da pressão hidrostática, a pressão litostática não provoca qualquer tipo de deformação nas rochas. Do mesmo modo que a temperatura, a pressão litostática é influente não só como factor condicionante das reacções de reajustamento mineralógico, mas também dos reordenamentos estruturais. O gradiente geobárico (variação da pressão litostástica com a profundidade) é da ordem de 250 a 300 atmosferas por quilómetro, o que dá, para uma profundidade de 30 km, valores situados, aproximadamente, entre 7500 e 9000 atmosferas. Nas reacções químicas que esquematizam as transformações mineralógicas, o efeito de acréscimo de pressão favorece naturalmente o membro ao qual corresponde menor volume. Por exemplo se consideramos os polimorfos de SiO2 coesite e quartzo verificamos que a partir de determinadas condições o quartzo deixa de ser estável e terá tendência a ser substituído pela coesite.

b) Pressões dirigidas

Figura 4 – Comparação de texturas desenvolvidas em rochas em rochas com a mesma composição mas sujeitas a condições de pressão diferentes. (retirado de Skinner e Porter, 1995)

As pressões dirigidas resultam de deformações orogénicas que se produzem essencialmente em contactos convergentes de placas litosféricas (fig. 5). Elas estão sempre presentes no metamorfismo geral e são responsáveis por algumas das estruturas características das rochas metamórficas, como foliações, xistosidade e lineação. Para melhor compreendermos o aparecimento da xistosidade podemos tomar como analogia um saco de confettis: se o imaginarmos cheio, mas sem estar comprimidido, os confettis ocupam todo o volume do saco mas não apresentam qualquer tipo de orientação. Ao comprimirmos o saco entre as mãos, os confettis vão ter tendência a disporem-se perpendicularmente à pressão exercida e a adquirirem uma orientação paralela entre eles, como acontece com os minerais em contexto metamórfico.

Figura 5 – Movimentos compressivos provocam a deformação e espessamento da crosta. (retirado de Skinner e Porter, 1995)

c) Pressão da fase fluida As reacções metmórficas decorrem no estado sólido mas é necessário que os elementos químicos sejam mobilizados e recombinados para que novos minerais possam surgir. As reacções tornam-se possíveis devido à presença de fluidos, principalmente H2O e CO2. Estes componentes voláteis circulam ou estão retidos nos poros ou fissuras das rochas. As recristalizações que afectam as rochas metamórficas são consideravelmente acelaradas pela presença de água, sem ela, muitas das reacções não poderiam acontecer.

4. Fluidos Não é difícil de compreender que um sedimento argiloso, formado em ambiente aquoso, possua uma certa quantidade de água, quer retida nos poros, quer fazendo parte da estrutura dos seus minerais. Essa água ir-se-á perdendo, numa primeira fase, por ser expulsa dos poros devido à compactação do sedimento e da rocha sedimentar, numa segunda fase por sair das estruturas devido às reacções químicas de desidratação progressiva que acompanham a transformação de argilito em filádio, depois em micaxisto, e em zonas mais quentes e mais profundas em gneiss. A importância dos fluidos como factor de metamorfismo torna-se evidente quando se considera que a fase fluida tem a capacidade de dissolver os componentes químicos dos minerais. Na ausência de fluidos a velocidade das reacções é muito reduzida. A intervenção dos fluidos é particularmente importante nos processos de metassomatismo.

Esta fase, que comporta para além de H2O, CO2, O2, Cl2, F2, etc., usualmente referidos como voláteis, pode ainda influenciar, como se referiu no tópico 1, o ponto de fusão dos materiais, do que pode resultar refusão parcial das rochas ou, até, a formação de magmas secundários. Não esquecendo que estes fluidos possibilitam a fusão das rochas a temperatura muito mais baixa do que a que tem lugar em meio desidratado.

5. Tempo Somente a longa duração do processo metamórfico torna possível que as reacções químicas se verifiquem de modo a obter associações em equilíbrio de minerais e que se dêem os reajustamentos texturais característicos dos vários estádios de evolução. Os fenómenos metamórficos são muito lentos e os seus efeitos, em certos casos, só são atingidos ao fim de períodos longos de tempo. E – Tipos de metamorfismo O predomínio de um dos anteriores factores sobre os outros vai dar origem à existência de diferentes tipos de metamorfismo, uns de carácter mais localizado (em termos de extensão) e outros de âmbito regional, afectando vastas porções da crosta.

a) Metamorfismo dinâmico ou dinamometamorfismo Corresponde a um processo de reajustamento estrutural induzido por acção de esforços tectónicos compressivos ou de tracção, não acompanhados por elevação significativa da temperatura ou de acções químicas de fluidos. Em função da intensidade das tensões e da natureza mineralógica da rocha esta vai adquirir uma orientação dos seus constituintes que pode ser observada à vista desarmada ou apenas ao microscópio petrográfico. Sempre que os esforços têm o efeito de tracção podem formar-se falhas, desligamentos e gerar-se fricção entre os compartimentos deslocados. Neste casos, pode acontecer que as rochas sejam trituradas ou esmagadas ao longo da superfície de desligamento de que podem resultar brechas de falha. Este tipo de metamorfismo, com âmbito local, ocorre normalmente associado a grandes massas rochosas que cavalgaram e se deslocaram sobre outras ou a grandes falhas (transformantes) transversais aos riftes. (Nota: estes conceitos serão retomados posteriormente no tópico 5)

b) Metamorfismo de contacto Nesta caso o factor principal é o aumento de temperatura provocado pela intrusão de um corpo magmático, que coloca em desequilíbrio os minerais das rochas encaixantes, inicialmente estáveis. As intrusões magmáticas que ficaram confinadas a grandes profundidades permanecem em contacto rochas que já estão a T elevada, devido ao gradiente geotérmico, isto é, podemos ter associações mineralógicas que já estão praticamente em equilíbrio. Quando as intrusões se instalam a baixa profundidade, as rochas encaixantes estão a T relativamente baixas e ao serem sujeitas a um aumento de T irão surgir fenómenos de recristalização (fig. 6).

Figura 6 – A importância da aurélola de contacto depende da temperatura a que se encontra a rocha encaixante, isto é da profundidade que a intrusão granítica atinge. As transformações das rochas encaixantes vão dar origem à formação de uma auréola ou orla de metamorfismo de contacto, que pode variar entre escassos centímetros e várias centenas de metros de espessura (fig. 7). Por outro lado, a rocha magmática intruida também sofre modificações na zona de contacto, devidas a contaminações por parte das rochas com que contacta e que, em parte, assimila ou digere. No metamorfismo de contacto há, assim, acções centrífugas, isto é, do magma para a rocha encaixante (exometamorfismo) e, simultaneamente, acções centrípetas, sofridas pelo corpo magmático (endometamorfismo).

Figura 7 – Exemplo de metamorfismo de contacto. (retirado de Skinner e Porter, 1995)

c) Metamorfismo de impacte Este tipo de metamorfismo não tem actualmente grande expressão na crosta terrestre, mas o mesmo não acontece na superfície lunar e provavelmente em outros corpos planetários. Resulta do choque de meteoritos com a superfície rochosa onde ocorre o impacte. Os meteoritos atingem o solo animados de grande velocidade, sendo, portanto, portadores de elevada energia cinética responsável pela vaporização e perda quer dos materiais com que colidem, quer do seu próprio corpo assim como pelas transformações do que resta desses materiais.

As modificações que se registam constam, em geral, de brecheação das rochas e da formação de vitrificações que resultam da fusão causada pelo calor libertado pelo impacte e subsequente arrefecimento rápido.

A cratera do Ries na Alemanha é um bom exemplo deste tipo de situações (fig. 8). Formada há cerca de 14.3 - 14.5 milhões de anos tem um diâmetro aproximado de 24 km. Inicialmente pensou-se ser uma cratrera de origem vulcânica, mas na década de sessenta dois cientistas americanos provaram com base na presença de coesite que se tratava de uma cratera de impacte. Próximo desta existe uma segunda cratera de impacte, mais pequena (3.8 km diâmetro) designada por cratera de Steinheim. A sua génese terá sido provavelmente simultânea.

Figura 8 - Cratera de Steinheim (Alemanha).

Neste local, é possível encontrar dispersos nos campos tectitos, fragmentos vitrificados que correspondem a projecções de salpicos do solo fundido pelo calor do impacto e que vitrificam por arrefecimento rápido durante a trajectória no ar antes de caírem.

1. Como pode verificar nem sempre é fácil distinguir crateras de origem vulcânica de crateras resultantes do impacte de meteoritos. Que semelhanças e diferenças se podem estabelecer entre estes dois tipos de estruturas?

d) Metamorfismo regional

O metamorfismo regional é o tipo de metamorfismo que afecta um maior volume de rochas. Do ponto de vista tectónico está relacionado com zonas de subducção e de colisão onde se formam cadeias montanhosas. Apesar de ter um carácter dinâmico isto não significa que todos os minerais resultem de fases orogénicas. Alguns surgem, com efeito, no decurso de fases de repouso, por isso torna-se necessário observar as relações geométricas que podem existir entre as cristalizações e as deformações para estabelecer uma cronologia na história da rocha. As rochas metamórficas mais comuns, formadas neste tipo de condições, evidenciam de forma nítida a influência de pressões orientadas pela presença de estruturas xistosas. Mas importa referir que nem sempre surge esta estrutura, nomeadamente isso não acontece em rochas que se formam em grande profundidade onde é dominante a pressão litostática. O metamorfismo regional resulta das acções simultâneas e combinadas do calor, da pressão (litostática + pressão orientada) e da acção dos fluidos, quer dos pertencentes ao próprio sistema, quer dos oriundos de zonas mais ou menos afastadas. Relativamente ao tempo é um processo muito mais longo que os anteriores. As transformações podem ser isoquímicas de que resultam ectinitos ou aloquímicas (metassomático). Neste último caso pode ocorrer um enriquecimento de componentes químicos exteriores ao sistema, sendo as rochas resultantes designadas, em termos gerais, por migmatitos. Quando se ultrapassam determinados determinados gradientes geotérmicos e geobáricos inicia-se a fusão parcial de certos minerais, mais precisamente dos de ponto de fusão mais baixo (quartzo, feldspato potássicos, plagioclases sódicas e sódico-cálcicas). Os minerais ferromagnesianos podem permanecer inalterados, formando a fracção refractária. Esta fusão parcial vai dar origem a um fluido silicatado, com comportamento semelhante ao magma, que se designa por migma e que injecta as rochas aí existentes (ver fig. 1). Deste modo podem formar-se rochas que são compostas por uma parte da rocha primitiva (paleossoma) adicionada de uma parte recém-formada (neossoma), introduzida, designadas por migmatitos. Este tipo de processos metamórficos, na fronteira entre metamorfismo e magmatismo, designa-se por ultrametamorfismo.

e) Metamorfismo de afundamento Corresponde a um tipo particular de metamorfismo, de âmbito regional, que tem lugar sob a acção de calor pouco intenso e de pressões litostáticas variáveis. Surge em ambientes em que devido a fenómenos de subsidência as rochas são afectadas por sucessivas deposições sedimentares. F – Graus de metamorfismo

É possível estabelecer uma relação entre os diferentes tipos de metamorfismo e os valores de P e T a que foram geradas as diferentes rochas. Deste facto resulta a importância do conceito de paragénese, isto é, dos minerais que formam cada uma das rochas metamórficas, os quais são compatíveis entre si e com as condições que presidiram à sua génese. O conceito de grau de metamorfismo pode ser melhor compreendido a partir da fig. 9, onde se estabelece uma relação entre os diferentes ambientes do domínio metamórfico e os parâmetros termodinâmicos respectivos. Particularmente importante neste diagrama é a visualização das relações entre metamorfismo, magmatismo e ambiente sedimentar.

Designam-se por isógradas as zonas de igual metamorfismo. No terreno pode seguir-se a aparição e depois o desaparecimento de um mineral tipomorfo e deste modo traçar as linhas que materializam estas flutuações, definindo deste modo zonas dominadas por um determinado mineral. Por exemplo, zona da clorite, zona da granada, etc.

Figura 9 – Diferentes graus de metamorfismo. (retirado de Skinner e Porter, 1995) Importa destacar que nem sempre o metamorfismo é um processo progressivo e crescente (em termos de grau). Pode acontecer que uma rocha, que atingiu um grau avançado de metamorfismo, fique sujeita a condições de P e T mais baixas e, nestas circunstâncias, tem o lugar o que se designa por retrometamorfismo, isto é, os minerais e a rocha evolucionam em “sentido contrário” até se transformarem em espécies estáveis nas novas condições termodinâmicas. G – Fácies de metamorfismo

O conceito de fácies de metamorfismo surgiu em 1915 com o finlandês Eskola, mas tem vindo a sofrer sucessivos aperfeiçoamentos em resultado de avanços na área da patrologia experimental. Em termos gerais uma fácies corresponde ao conjunto de rochas metamórficas, independentemente da sua natureza (origem), que se formaram sob as mesmas condições de P e T, sendo definida pela associação de minerais tipomorfos (minerais indicadores) presentes numa dessas rochas escolhidas para o efeito (fig. 10). Por sua vez, designam-se como minerais indicadores ou tipoformos todos aqueles que são capazes de documentar as condições termodinâmicas das respectivas recristalizações, funcionando deste modo como termómetros e barómetros.

Figura 10 – O diagrama representa diferentes fácies de metamorfismo. A curva A é tipica de um gradiente geotérmico associado a uma intrusão capaz de provocar metamorfismo de contacto. A curva B corresponde a um gradiente geotérmico normal numa zona continental. Por sua vez, a curva C corresponde a um gradiente geotérmico de uma zona de subducção. (retirado de Skinner e Porter, 1995) Ao longo de uma sequência metamórfica, os sucessivos termos litológicos representam fácies gradualmente mais avançadas. Duas ou mais rochas metamórficas, de origens diferentes e, portanto, com associações minerais diferentes, podem corresponder à mesma fácies. Isto acontece quando todos os minerais tipomorfos indicarem para todas as mesmas condições de P e T.

1. Procure no léxico de termos geológicos, disponível na página da unidade curricular, o significado dos seguintes termos:

Anatexia, protólito, paragénese, metamorfismo progradante, fácies metamórfica, isomorfismo, polimorfismo.

O presente deste foi retirado e adaptado das seguintes obras: Carvalho, A.M.G. (1997). Geologia. Petrogénese e Orogénse. Lisboa : Universidade Aberta. Emmanuel, L., Rafélis, M. e Pasco, A. (2007). Maxi Fiches Géologie. Paris: Dunod. Pons, J-C. (2001). La pétro sans peine. Minéraux et roches métamorphiques. Grenoble : Focus. Portugal Ferreira, M.R. (1972). Rochas Metamórficas. Coimbra. Skinner, B.J. e Porter, S.C. (1995). The Dynamic Earth. John Whisley & Sons.