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GEO0326PetrologiaMetamrficaLacioCunhadeSouza

Tabela 0.2 Faz um paralelo entre os principais tipos de metamorfismo.

II. Fatores Fsico-Qumicos no Controle do Metamorfismo 2.1 Variao e fontes de calor crustais Todas as rochas metamrficas requerem ao de calor durante sua formao, assim sendo necessrio investigar a fonte deste calor. A temperatura, obviamente, aumenta com a profundidade, como constatado em regies de minerao subterrnea. A variao de temperatura com respeito profundidade denominada de gradiente geotrmico. Esta variao no linear e dada pela razo (Tabela. 2.1):mudanadeTC Gradiente geotrmico = _______________________ (C/Km) mudanadeprofundidade 11


No diagrama profundidade vs. temperatura, a inclinao da curva, i.e. a tangente, chamada de gradiente geotrmico, a qual representa a taxa na qual a temperatura aumenta com a profundidade de uma regio particular (Figura. 2.1).

Tabela. 2.1 Variao da temperatura com a profundidade na crosta.

Fig. 2.1 Temperatura vs. profundidade vs. presso caracterizando a curva do gradiente geotrmico dado pela tg no ponto X.

A principal fonte de energia da Terra responsvel pelos processos internos, inclusive o metamorfismo e edificao de montanhas, a energia calorfica/trmica liberada pelo decaimento radioativo. Os istopos (tomos de mesmo elemento, porm com diferentes massas), alguns sendo radioativos, produzem calor e istopos estveis. Alguns istopos apresentam tempo de meiavida (tempo levado para metade dos tomos de um istopo se desintegrar) muito longo e desintegrao lenta. Os istopos mais importantes para a produo de calor na Terra so 40K, 238 U, 232Th. O 235U foi o mais importante na produo de calor durante a histria precoce da Terra. Assim, a meia-vida destes istopos e sua respectivas produes de calor dada:238 232

U

4.500 Ma 1.390 Ma

2.30 hpu* 0.63 hpu 0.67 hpu12*hpuunidadedeproduodecalor

40

Th K

1.300 Ma


Certamente estes istopos foram mais abundantes durante a histria precoce da Terra. Assim o Th seria apenas um pouco mais abundante, o U duas vezes mais abundante que nos dias atuais e o K pelo menos 10 vezes mais concentrado (isto porque o K possui a mais curta meia-vida). Portanto, conclui-se que a produo de calor, durante o estgio precoce da histria da Terra, foi muito mais importante face desintegrao radioativa. Outra fonte primria de calor caracterizada pela energia trazida para a crosta atravs de magma e fluidos magmticos provenientes do manto. Essa transferncia de calor por conduo e conveco provoca metassomatismo nas rochas crustais. A subida de volumosa de corpos magmticos para a crosta superior pode gerar proeminentes aurolas de metamorfismo de contato em escala regional. Algumas fontes de calor secundrias podem ser destacadas: Aumento de TC pelo atrito ao longo dos limites de placa; Calor resultante das reaes exotrmicas em faixas metamrficas de baixo grau; efeitos exotrmicos podem tambm ser provocados pela circulao de fluidos reagindo com massas crustais em profundidade; As transies polimrficas podem tambm contribuir com liberao de calor. 2.2 Formas de distribuio de calor Dentro da litosfera, parte slida mais externa da Terra, a propagao/distribuio de calor se d principalmente por conduo. Isto quer dizer que a energia calorfica transmitida de partcula para partcula devido s vibraes moleculares provocadas pelo efeito trmico. Alm disto, transferncia de calor pode estar relacionada subida de magmas, ou circulao de fluidos quentes ou gases (fluidos hidrotermais) aproveitando descontinuidades crustais. Nas pores mais profundas da litosfera manto superior a transferncia de calor controlada pelas correntes de conveco, onde o material rochoso apresenta alta viscosidade. A maioria do calor originado no manto superior em direo crosta inferior, juntamente com o calor gerado dentro desta crosta, transferido para a crosta superior por conduo. A taxa com que o calor pode ser transferido depende da condutividade de cada tipo petrogrfico. 2.3 Fluxo de calor A lei de Fourier garante que o calor transferido de um sistema com TC elevada para outro com TC mais baixa. Observando/considerando a Terra, em grande escala, constatamos que o interior quente e a superfcie fria. Em conseqncia, a diferena de TC entre o interior e a superfcie um fluxo de calor contnuo e constante do interior em direo superfcie da Terra (Figura. 2.2).

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Fig. 2.2 Transferncia de calor por condutividade entre o interior quente e a superfcie fira da Terra. Onde T a temperatura, z a profundidade, JQ a taxa de transferncia de calor por unidade de rea (vetor de fluxo de calor) e Q a transferncia de calor.

O fluxo de calor medido em mWm-2, isto quer dizer, miliwatt por metro quadrado. Na literatura, freqente a utilizao do HFU (unidades de fluxo de calor), assim: 1 HFU = 1 calcm-2s-1 que equivale a 4.2 Js-1cm-2 ou 0.042 Js-1m-2. Como Js-1 equivalente a W (watt), ento 1 HFU = 42 mWm-2. As medidas de fluxo de calor na superfcie da Terra variam entre 30 e 120 mWm-2 e o fluxo total de calor em superfcie constitudo pelas seguintes contribuies: (1) fluxo de calor oriundo do interior a partir do transporte por condutividade de acordo com a lei de Fourier; (2) transporte de calor pela conveco do manto (Fig. 2.3); e (3) transporte de calor gerado pelo decaimento radioativo dos elementos. A crosta continental consiste principalmente de rochas granitides, as quais produzem em torno de 30 mJkg-1ano-1. A crosta ocenica, composta principalmente por rochas bsicas, tipo basaltos, produz em torno de 5 mJ de calor por kgano, ao passo que o manto produz pequena quantidade de calor radioativo (~ 0.1 mJ de calor/kgano).

Figura 2.3 Fluxo de calor estvel/constante/permanente resultante da transferncia de calor por conduo, o qual modificado por processos tectnicos ativos ligados deriva das placas litosfricas.

O fluxo de calor atravs de um determinado volume de rocha crustal pode ocorrer obedecendo s condies seguintes:

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- (A) O fluxo de calor que entra no volume de rocha igual ao fluxo que sai deste volume. Neste caso, a TC permanece constante no volume considerado. O perfil temperatura ao longo da profundidade independente do tempo => geoterma constante/estvel; - (B) O fluxo de calor que entra no volume crustal maior do que aquele saindo deste volume. Assim, h excesso de calor no volume de rocha crustal, o qual ser usado (a) para aumentar a temperatura do volume de rocha e (b) para controlar/direcionar as reaes qumico-minerais endotrmicas das rochas. - (C) O fluxo de calor que entra para o volume crustal menor do que aquele que sai deste volume. Neste caso, h perda de calor, implicando na diminuio da temperatura do volume (resfriamento). Nesta situao, reaes qumico-minerais exotrmicas produzem calor extra. Diferentes fluxos de calor em superfcies tm conseqncias pelo fato de que as rochas em mesma profundidade, seja na crosta, seja no manto, apresentam deferentes temperaturas. Isto causa o transporte de calor lateral e paralelo superfcie da Terra (superfcie paralela a XY). A figura 2.4 caracteriza as trajetrias do fluxo de calor e isotermas. Mudanas de fluxo de calor podem ter vrias causas geolgicas. Coliso de placas litosfricas pode levar subduco de crosta ocenica e causar regime trmico anormal. Alguns aspectos de transporte tectnico e seus efeitos sobre as geotermas esto mostrados na Figura 2.5.

Figura. 2.4 Isotermas e trajetrias de fluxo de calor para o perfil Noruega - Dinamarca.

Fig. 2.5 Modelo de geotermas ao longo de uma seo de subduco tipo Andina.

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2.4 Gradientes geotermobaromtricos Sabemos que o gradiente trmico dado pela inclinao da tangente com relao geoterma; a variao do gradiente geotrmico/temperatura ocorre em funo do ambiente geolgico e tambm do tempo geolgico. Os valores abaixo apresentados (Tabela. 2.2) mostram variaes dos gradientes geotrmicos para regies de idades diferentes.Geothermal gradient Type of crust Gulf Coast, USA (oil wells) Middle East (oil wells) active volcanic zones (modern) oceanic trenches (subduction zones) Precambrian shields today sialic crust in the Archean Serodo belt (Acari) (C km-1) 30 50 100 10 20-25 50 55

Tab. 2.2 Valores do gradiente geotrmico para diferentes ambientes crustais de diferentes idades.

Assim, a contribuio de calor pelo vulcanismo eleva fortemente o gradiente trmico. O fluxo de calor durante a histria precoce da Terra (Arqueano, 4.600 a 2.600 Ma) parece ter sido mais elevado do que nos presentes dias. Isto devido maior abundncia dos elementos radioativos. Alm da temperatura, um segundo fator que influencia fortemente os processos metamrficos a presso total. Esta presso a soma de vrios tipos de presso, incluindo particularmente a presso de carga (Pc), presso dirigida (PD) e presso de fluidos (Pf). A presso de carga (Pc) exercida pela pilha de sedimento, assim sendo dependente da profundidade da crosta (Tabela. 2.3).Depth(Km) Pressure (Kbar) 0 1 2 0.50 3 0.75 4 1.00 5 1.25 6 1.50 7 1.75 8 2.00 9 2.25 10 2.50

0.001 0.25

Tab. 2.3 Variao da presso de carga ou vertical com a profundidade crustal relativamente rasa.

Schiiller (1961) apresentou o seguinte esquema de metamorfismo de acordo com a profundidade: Epizona [(6 a 10 km) (200 a 400C)] Mesozona [(10 a 18 km) (400 a 700C)] Catazona [(18 a 30 km) (600 a 900C)] Zona de fuso > 30 km => formao de migmatitos. (?)

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A temperatura das reaes depende da presso, particularmente em baixa temperatura do metamorfismo; em altas temperaturas a sensibilidade das reaes, face s mudanas de presses, menor/inferior. De acordo com Holland and Lambert, 1969 (in Suk, p. 70), os seguintes regimes metamrficos e os efeitos da presso so assim discriminados: Regime de formaes no metamorfizadas: o material rochoso controla a forma das dobras e sua simetria controlada pela direo do stress. Aqui a presso dos fluidos (Pf) secundria e a presso de carga ou vertical (Pc) negligencivel; Regime metamrfico em baixo grau: se caracteriza pela influncia da presso dirigida (PD) com formao de xistosidade, clivagens, dobras em vrias escalas e liberao de volteis; (PD > Pf); Regime metamrfico em mdio grau: neste regime, destaca-se o equilbrio entre o contedo de fluidos e a composio mineral. Aqui, se caracteriza a eficcia mxima da sobrecarga de presso; (PD = Pf); Regime metamrfico em alto grau: reaes de desidratao (breakdowns de micas, anfiblios) e liberao de fluidos, fuso parcial (migmatismo) e fluxo magmtico so processos sincrnicos. Os efeitos da presso de carga (Pc) menor; (Pf > Ptotal) Regime de mais alto grau (ultrametamorfismo): caracterizado pelo estilo estrutural simples, com movimentos laminares e destruio das feies estruturais originais. Enfim, a temperatura das reaes metamrficas depende da presso, particularmente em metamorfismo de grau baixo; naquelas TC mais elevadas, a sensibilidade, por parte das reaes face s mudanas de presso, menor. A presso dirigida (PD) ou stress consiste de um componente cisalhante (causa movimento) e de um componente litosttico (causa compresso). Esta PD pode influenciar/facilitar a transferncia mecnica de substncias e tambm catalisar as transformaes metamrficas tais como: provocao do contato entre os gros, aumento da superfcie do gro pela granulao, facilita a migrao da fase fluida e assim controlando as assemblias minerais neoformadas. Alm do mais, a presso dirigida provoca a formao de estruturas planares (foliaes) e lineares (lineaes). Deslizamento laminar e achatamento podem ocorrer se a PD age paralelamente e perpendicularmente s estratificaes ou estruturas tectonometamrficas, repectivamente. Estes dois tipos de deformao (cisalhamento/achatamento) em geral so combinados (transpresso). A sensibilidade dos minerais com respeito ao stress so diferentes, assim a dolomita mais sensvel do que a calcita; o quartzo altamente sensvel; feldspatos, anfiblios e piroxnios so menos sensveis. As figuras 2.6 e 2.7 caracterizam os efeitos da presso dirigida/stress. A figura 2.6 evidencia a formao de estrutura S-C em micaxistos Serid com blastos sigmoidais de cordierita e mobilizados de quartzo ao longo de C. A figura 2.7 caracteriza a forte17


deformao com formao de dobras apertadas e boudinage da foliao acompanhando blastos de andalusita nos micaxistos Serid, alm de mudanas volumtricas ou de massa.

Figura 2.6 Micaxistos com estruturas S-C e Fig. 2.7 Micaxistos caracterizando boudinage de sigmoidais de cordierita e exsudados de quartzo em foliao e mesodobras apertadas. regime transcorrente dextral.

Enfim, os efeitos da presso dirigida tm representantes no somente em escala de gros, mas tambm em escala continental como, por exemplo, a sismicidade repetitiva e constante na regio de Joo Cmara (RN) como mostra a figura 2.8. A presso de fluidos (Pf) denota um conjunto ou a soma das presses dos componentes de uma fase fluida, assim: Pf = PH2O + PCO2 + PH + PO + P(S, B, F, H2S, CH4, N2) Este conjunto de componentes um dos principais fatores que controlam as transformaes e concentraes dos minerais metamrficos. Assim, por exemplo em rochas anidras, as associaes minerais de metamorfismo de mais alto grau se originam mais cedo do que aquelas associaes em rochas hidratadas vizinhas. Com o aumento do grau metamrfico, Pf aumenta a presso total (Pt), considerando essa Pf dentro de um sistema parcialmente aberto durante reaes liberando volteis.

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Figura 2.8 (A) Localizao intraplaca dos sismos de Joo Cmara, (B) modelos possveis de fraturamento e (C) esquema de formao de um sistema de fraturas face ao stress nico de direo aproximada E-W.

As mudanas de presso nas rochas De um modo geral, o campo de presso no manto e na crosta se caracteriza por repetidas superfcies isobricas que esto mais ou menos paralelas superfcie da crosta. Sabemos, pois, que a energia livre dos minerais tambm funo da presso, ento as mudanas de presso nas rochas esto diretamente relacionadas s mudanas de posies com referncia coordenada vertical/profundidade z. Assim, a presso numa profundidade e densidade mdiZa consideradas pode ser calculada:P(z) = -g (z)dz + P(z = 0) ,

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onde g a acelerao devido gravidade (9,81 ms-2), a densidade da rocha em alguma profundidade z (por exemplo, 2,7 g cm-3 = 2700 kg m-3, numa profundidade definida) e P(z = 5 5 -2 -2 0) a presso na superfcie terrestre (por exemplo, 10 Pa = 1 bar = 10 N m = 10 k gm ). Consideramos sempre z negativo (direo do eixo Z). Assim, a 10 km (10.000 m) de profundidade, calculada como 264,87 MPa ou 2,6487 kbar. Em resumo temos: P = gh [106 Pa = 1 MPa e 109 Pa = 1GPa] P(10.000 m) = 2.700 kg m-3 x 9,81 m s-2 x 10.000 m = 264.870.000 kg m-2/105 P(10 km) = 2.648,7 bar = 2,6487 kbar Este valor representa o peso da coluna de rochas em um conhecido volume e designado de presso litosttica. Devido ao fato de as rochas crustais apresentarem densidades similares, em possveis gradientes de presso entre volumes de rochas numa mesma profundidade, so poucas fraes de presso litosttica (< 10%). Este gradiente de presso pode acarretar fluxo de fluidos nos poros interconectados nos interstcios das rochas. Esse transporte de fluidos pode causar reaes qumicas se estes fluidos no estiverem em equilbrio com as rochas receptoras desses fluidos. 2.5 Papel dos fluidos nos poros das rochas Um fluido um lquido ou vapor mvel que ocupa os espaos ou poros das rochas. Em geologia, so H2O e CO2 os mais correntes, sendo S2, Cl, N2, CH4, os componentes subordinados. Os fludos metamrficos so, em geral, constitudos por H2O e suas fontes de origem so vrias: (1) H2O das rochas sedimentares; (2) H2O originada pela desidratao de minerais hidratados; (3) H2O meterica; e (4) H2O magmtica originada pela cristalizao de magmas. A presena de rochas carbonticas em segmentos crustais torna o CO2 como uma fase importante. Os fluidos aquosos podem conter significante quantidade de sais dissolvidos (NaCl, KCl, e outros solutos) Os fluidos de baixa densidade produzidos durante desidratao progressiva (P, T) so transportados atravs dos espaos/poros interconectados e podem sair ou serem perdidos pelo sistema considerado. Se a taxa de produo de H2O excede/ultrapassa a taxa de transporte, ento haver um aumento da presso de fluido local, nos poros. No entanto, a presso de fluido no excede grandemente a presso litosttica. Quando a resistncia mecnica da rocha excedida, ocorre a formao de fraturas/microfissuras. Esse mecanismo denominado de fraturamento hidrulico permite a liberao e transporte/canalizao dos fluidos originados pela desidratao para regies de menor presso, tais como sombras de presso, charneiras de dobras, fendas de extenso e incluses fluidas em minerais do tipo quartzo, fluorita, calcita, cordierita, turmalina, etc.. Considerando uma rocha sofrendo desidratao em 5 kbar e 600C, o fluido produzido tem um volume molar em torno de 22 cm3/mol (Figura. 2.9), correspondendo a uma densidade em torno de 0.82 g cm-3. Este valor muito alto para a densidade da H2O em20


600C, porm ainda muito inferior em relao densidade dos minerais formadores das rochas em cerca de 30.5 g cm-3. O grande contraste de densidade entre slidos e fluidos resulta em fortes foras de flutuabilidade e um rpido escape/fuga da fase fluida das rochas.

Fig. 2.9 Isocoras para H2O como funo das variaes de presso e temperatura.

Sob condies P-T do metamorfismo regional, deformao de rochas ocorre principalmente por fluxo plstico. Neste caso as deformaes permanentes das rochas so ocasionadas predominantemente atravs dos seguintes mecanismos: (1) deformao intracristalina plstica, a qual envolve deslizamento, geminao mecnica, kinking em cristais individuais combinando movimentos de deslocamento dos cristais; (2) deformao intercristalina plstica, a qual inclui deslizamento nos limites dos cristais e fluxo por difuso. Uma regio de um mineral, o limite do gro sob maior stress, apresenta maior energia de Gibbs [(Gtotal = a enstantita + b ferrossilita ); a e b so o nmero de moles; (Gtotal/ni)P, T, nj = FeSiO MgSiO 3 3

i; i e j so componentes; G = H TS] e ento menos estvel do que outros limites sob stress menor. Assim, a migrao qumica acontece na direo da parte do cristal onde G (Gibbs) menor, resultando no crescimento do cristal. Esse processo denominado de fluxo por difuso. Esse processo ocorre com ou sem a presena de uma fase fluida. Quando o fluxo difusivo ocorre na presena de uma fase fluida intergranular, denomina-se soluo por presso pressure-solution. *Na reao abaixo: Albita (NaAlSi3O8) Jadeta (NaAlSi2O6) + Quartzo (SiO2) G = NaAlSi O SiO +2 6

jadeta

quartzo2

- NaAlSi O => onde ij = i + R ln aij3 8

albita

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Se G < 0, jadeta e quartzo se formaro a partir da albita; Se G > 0, albita estvel. Assim, fluxo de fluidos parece ocorrer na maioria, ou em todos, os casos do metamorfismo regional, servindo de catalisador para as transformaes e concentraes minerais. Por outro lado, se o fluxo de fluidos est concentrado em zonas crustais estreitas, o valor do fluxo de fluido e, portanto, seus efeitos trmicos aumentariam (Fig. 2.10). Em tais casos, os fluxos de fluidos podem provocar um significante aumento de grau metamrfico, sempre onde os fluidos so gerados por reaes de desidratao e decarbonatao.

Fig. 2.10 Micaxisto porfiroblstico Serid mostrando um exudado de quartzo. A injeo deste veio induz a intensa cristalizao de blastos de andalusita ao longo do contado do micaxisto contra o veio. Por qu?

2.6 Tenso e deformao O conjunto de rochas na crosta terrestre sofre a ao de foras aplicadas em todas as direes. Isto ocasiona mudanas no volume e formas, tais como: alongamento, achatamento, mudanas angulares, fraturamento e fragmentao. Em todo caso, pode-se simplificar o stress ao longo de trs direes principais, assim, PMAX, Pint. e PMIN (Figuras 2.11 e 2.12). O stress diferencial definido pela diferena PMAX - PMIN. Valores elevados deste stress diferencial podem vencer a resistncia das rochas e a presso de fluidos nos poros assume papel essencial na frico e movimento das falhas ajudando a reduzir as foras reais necessrias para provocar deslocamento de blocos de rochas. Enfim, a deformao das rochas (dctil dctil/frgil frgil) controlada pelos parmetros: temperatura, presso de fluidos, composio das rochas, etc..

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Fig. 2.11 Trilobitas deformados por achatamento cisalhamento puro (a), por estiramento cisalhamento simples (b) e trilobita no deformado (c).

Fig. 2.12 Ilustrao dos stresses principais. (a) Foras agindo em todas as direes; (b) simplificao das foras principais perpendiculares s faces do cubo de rocha; (c) sistema do stress mximo - PMAX, intermedirio Pint. e mnimo PMIN.

2.7 Fora motriz e equilbrio nas reaes metamrficas Para as transformaes qumicas durante o metamorfismo, a fora motora a mudana na energia livre (G). Esta energia corresponde quantidade de energia que seria liberada ou absorvida durante as reaes qumicas reversveis. Devemos notar que no a quantidade real de energia importante, mas a mudana nesta quantidade, ou seja, G. Um sistema atinge o equilbrio quando o G mnimo. Este sistema pode ser considerado como um mineral, uma rocha ou a Terra. Isto depende do processo e escala a serem considerados. O equilbrio qumico considerado ou atingido quando uma reao mineral apresenta taxas iguais de reversibilidade, implicando G = 0. Durante o metamorfismo, um sedimento teria seguido um caminho P-T atravs do tempo (P-T-t path). Em geral, a taxa ou cintica em que o equilbrio atingido lenta para permitir as assemblias minerais se ajustarem continuamente s novas condies. O resultado que, quando uma rocha metamrfica atinge23

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