rochas metamorficas 9

Todos estamos familiarizados com as formas pelasquais o calor e a pressão podem transformar os ma-teriais. Se fritarmos a carne crua moída, ela transfor-

ma-se em hambúrguer, que é constituído de componentesquímicos muito diferentes daqueles do produto cru. Quandocozinhamos uma massa de waffle' em uma forma de ferro,não apenas aquecemos a massa, mas também aplicamospressão sobre ela, transformando-a em um sólido rígido. Demodo similar, as rochas modificam-se quando submetidas aaltas temperaturas e pressões. Na crosta profunda da Terra,a dezenas de quilômetros abaixo da superfície, as tempera-turas e as pressões são altas o suficiente para metamorfosearuma rocha, mas não o bastante para derretê-Ias. Aumentos

de calor e pressão e mudanças no ambiente químico podem alterar a composição minerale as texturas cristalinas das rochas sedimentares e ígneas, embora elas permaneçam sóli-das o tempo todo. O resultado é a terceira maior classe de rochas: as rochas metamórfi-cas, ou rochas de "forma modificada", as quais sofreram mudanças na mineralogia, natextura, na composição química ou em todos esses três parâmetros.

As mudanças metamórficas colocam uma rocha preexistente em equilíbrio com osseus novos ambientes. Se transcorrer tempo suficiente, geralmente, de 1 milhão deanos ou mais (um tempo curto para os padrões geológicos), a rocha modifica-se mine-ralógica e texturalmente até ficar em equilíbrio com as novas temperaturas e pressões.Um caJcário fossilífero, por exemplo, pode ser transformado em um mármore brancono qual não permanecem resquícios de fósseis. A composição química e mineralógicada rocha pode permanecer inalterada, porém, sua textura pode ter mudanças drásticas,de cristais de caJcita pequenos a cristais grandes intercrescidos. O folhelho, que é umarocha com boa estratificação e de grãos tão finos que os minerais individuais não po-dem ser reconhecidos a olho nu, pode se tomar um xisto, no qual o acamamento origi-nal é obscurecido e a textura é dominada por grandes cristais de mica. Nessas transfor-mações metamórficas, tanto a composição mineralógica quanto a textura mudam, po-rém a composição química geral permanece a mesma.

Os argilominerais são silicatos, porém diferem das micas pelo fato de conteremmuitas moléculas de água aprisionadas entre as camadas de silicatos na estrutura docristal. Durante o metamorfismo, a maior parte dessa água é perdida à medida que osargilominerais são transformados em micas. Outras rochas, como aquelas que foramalteradas por calor ou por fluidos derivados de atividade ígnea, têm sua mineralogia,

Metamorfismo e sistema Terra 228

Causas do metamorfismo 229

Tipos de metamorfismo 230

Texturas metamórficas 233

Metamorfismo regional e graumetamórfico 237

Tedônica de placas e ometamorfismo 239

2281 Para Entender a Terra

textura e composição química modificadas. Alguns minerais si-licáticos são tão diagnósticos de metamorfismo que a mera pre-sença deles indica que a rocha é metamórfica. Entre esses mi-nerais estão a cianita, a andaluzita e a sillimanita; a estaurolita;a granada; e o epídoto. Outros minerais são comuns em rochasmetamórficas, mas também são encontrados em rochas ígneas,como é o caso da granada, do quartzo, da muscovita, do anfibó-lio e do feldspato.

Há muitas razões para os geólogos estudarem as rochas me-tamórficas, porém todas relacionadas a um objetivo comum:entender como a crosta da Terra evoluiu ao longo da históriageológica.

Crosta oceânica-

A pressâo aumenta com a profun-didade numa taxa, aproximadamente,semelhante em todos os lugares, ...

Pressâo(kilobars)

O2468

101214161820

Arco vulcânico(zona de subducçâo)

Zona de extensâo de placas continentaise formaçâo de cinturões de montanhas

Litosfera continentalestável e antiga

Este capítulo examinará as causas do metamorfismo,OItipos de metamorfismo que ocorrem sob certos conjuntesécondições e as origens das várias texturas que caracterizamuma rocha metamórfica.

~amorfismo e sistema Terra

O metamorfismo, como todos os outros processos geológicos,é parte do sistema Terra. O principal ingrediente para gerar01

processos metamórficos é o calor interno da Terra, que conno

Astenosfera

o kmo 0l~~

65

30 30 30

50

... mas a temperatura au-menta com taxas diferentesem regiões diferentes.

Em arcos vulcânicos, a isotermade 1 .300oC está, aproximada-mente, a 50 km de profundidade ...

Figura 9.1 A pressão e a temperatura aumentam com aprofundidade em todas as regiões, como mostrado nestes blocos-diagramas que representam, da esquerda para a direita, umaregião vulcânica, uma região continental e uma região de litosferacontinental estável e antiga. A pressão aumenta com a

... e, em crosta estável,está aproximadamentea 65 km de profundidade.

... em áreas de extensâode placas, a aproximada-mente 30 km ...

profundidade mais ou menos na mesma taxa em todos os lugares,mas a temperatura aumenta com taxas diferentes em regiõesdiferentes. (A pressão é medida em kilobar; 1 kilobar éaproximadamente igual a mil vezes a pressão atmosférica dasu perfície terrestre.)

Iaastransformações das rochas que dependem da variação detemperatura.Assim, o calor interior da Terra fornece energia àspartesdosistema Terra que governam os processos metamórfi-coseígneos.Como veremos mais adiante neste capítulo, o me-tamorfismoresulta na liberação de vapor d'água, dióxido decarbonoe outros gases. Esses gases escapam para a superfícieecontribuempara a atmosfera, afetando assim os processos quedependemda composição atmosférica, como o intemperismo.

sasdo metamorfismo

Ossedimentose as rochas sedimentares pertencem aos ambien-tesdasuperfície da Terra, enquanto as rochas ígneas resultamdasfusõesda crosta inferior e do manto. As rochas metamórfi-casexpostasna superfície são resultantes, principalmente, deprocessosque atuam nas rochas em profundidades variáveis,desdeacrosta superior até a crosta inferior. A maioria delas for-mou-seem profundidades entre 10 e 30 km, ou seja, entre asporçõesmediana e inferior da crosta. Embora o metamorfismoaconteçaprincipalmente em profundidade, ele pode ocorrer,também,na superfície terrestre. Podemos ver mudanças meta-mórficasem superfícies cozidas de solos e sedimentos, situados10"0 abaixode derrames de lavas vulcânicas.

o O calor e a pressão internos da Terra e a composição dosfluidossão os três principais fatores que controlam o metamo r-fismo.A contribuição da pressão é o resultado de forças verti-cais,exercidas pelo peso das rochas sobrepostas, e de forçashorizontais,desenvolvidas quando as rochas são deformadas.

A temperatura aumenta com a profundidade, em diferentestaxase em diferentes regiões da Terra, de 20 a 60°C por quilô-metrode profundidade (Figura 9.1). Na maior parte da crostadaTerra,as temperaturas aumentam com a profundidade se-gundoum gradiente de 30°C por quilômetro. Assim, a tempe-raturaserá de aproximadamente 450°C em uma profundidadede15krn, sendo muito mais alta que a temperatura média dasuperfície,que varia de 10 a 20°C na maioria das regiões. (Con-firaa discussão de geotermas no Capítulo 2l.) A pressão emumaprofundidade de 15 km provém do peso de todas as rochassobrejacentese o seu valor é de aproximadamente 4 mil vezesapressãoexistente na superfície.

Emboraessas temperaturas e pressões possam parecer altas,elascorrespondem apenas ao intervalo intermediário do meta-morfismo,como mostra a Figura 9.2. Referimo-nos às rochasmetamórficasformadas sob temperaturas e pressões mais bai-xasde regiões crus tais rasas como rochas de baixo grau e,àquelasformadas em zonas mais profundas, em, temperaturas epressõesmais altas, como rochas de alto grau. A medida que olraudo metamorfismo muda, as assembléias minerais das ro-;hasmetamórficas também mudam, permitindo aos geólogoslefinirum conjunto de fácies metamórjicas, as quais descreve-emosmais adiante.

) papel da temperatura) calor afeta imensamente a mineralogia e a textura das ro-has.No Capítulo 5, aprendemos sobre a importância da in-uência do calor na quebra de ligações químicas e na altera-ão das estruturas dos cristais das rochas ígneas. O calor tem

CAPíTULO9. Rochas Metamórficas 1229

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1000O 200 400 600 800Temperatura, ·C

Figura 9.2 Temperaturas, pressões e profundidades em que seformam as rochas metamórficas de grau baixo a alto. A faixaescura mostra a variação da temperatura e da pressão de acordocom a profundidade, na maior parte da área continental.

um papel igualmente importante na formação de rochas meta-mórficas. Por exemplo, os processos da tectônica de placaspodem mover os sedimentos e as rochas da superfíci~ terres-tre para o seu interior, onde as temperaturas são mais altas.Quando a rocha se ajusta à nova temperatura, seus átomos eíons recristalizam-se, ligando-se em novos arranjos e criandonovas assembléias minerais. Muitos dos novos cristais vão fi-car maiores do que eram na rocha original. Se ocorrer defor-mação ao mesmo tempo, a rocha pode tornar-se bandada.? àmedida que minerais de diferentes composições são segrega-dos em planos separados. (Ver Capítulo 5, já referido na aber-tura deste parágrafo.)

O aumento da temperatura, com o aumento da profundida-de, é chamado de gradiente geotérmico. O gradiente geotérmi-co varia dependendo do ambiente tectônico, mas, em média, si-tua-se em torno de 30°C por quilômetro de profundidade. Emáreas onde a litosfera continental foi adelgaçada por extensãodas placas, como na Grande Bacia'' em Nevada (EUA), o gra-diente geotérmico é alto (por exemplo, 50°CIkm). Em áreas on-de a litosfera continental é velha e espessa, como no centro daAmérica do Norte, o gradiente geotérrnico é baixo (por exem-plo, 20°CIkm) (ver Figura 9.1). Quando as rochas sedimentarescontendo argilominerais são soterradas cada vez mais profun-damente, os argilominerais começam a se recristalizar e formarnovos minerais, como as micas. Com o soterramento adicionalaté profundidades e temperaturas maiores, as micas tornam-seinstáveis e começam a se recristalizar em novos minerais, comoa granada. Vemos, então, que, devido ao fato de diferentes mi-nerais cristalizarem-se e permanecerem estáveis em diferentestemperaturas, o geólogo metamórfico, assim como o geólogoígneo, pode usar a composição da rocha como um tipo de geo-termômetro para medir a temperatura em que ela se formou. Apartir de uma assembléia específica de minerais em uma rochametamórfica, o geólogo pode inferir a temperatura na qual a ro-cha se formou.

Os processos da tectônica de placas, como a subducção e acolisão continental, que transportam rochas e sedimentos para

230 I Para Entender a Terra

as profundezas quentes da crosta, são os principais mecanismospara a formação da maioria das rochas metamórficas. Além dis-so, pode ocorrer metamorfismo limitado onde as rochas adja-centes a plútons recentemente intrudidos são submetidas a tem-peraturas elevadas. O calor é localmente intenso, porém não pe-netra profundamente. Os pulsos de calor produzidos por plú-tons intrudidos podem alterar metamorficamente as rochas en-caixantes próximas, porém a extensão do efeito é localizada.

o papel da pressãoA pressão, como a temperatura, muda a textura da rocha, comotambém a sua mineralogia. A rocha sólida é submetida a dois ti-pos básicos de pressão, também chamada de tensão.1. A pressão confinante é uma força geral aplicada igualmenteem todas as direções, como a pressão que o nadador sentequando submerge numa piscina. Do mesmo modo que um na-dador que mergulha até profundidades maiores da piscina, umarocha descendo para profundidades maiores da crosta será sub-metida a uma pressão confinante progressivamente maior.

2. A pressão dirigida é a força exercida em uma direção parti-cular, como quando uma bola de argila é apertada entre o pole-gar e o indicador. A pressão dirigida ou tensão diferencial é ge-ralmente concentrada em algumas zonas ou ao longo de planosdiscretos. A força compressiva que ocorre quando as placasconvergem é uma forma de pressão dirigida e resulta na defor-mação das rochas próximas aos limites de placas. O calor reduza resistência da rocha e, dessa forma, a pressão dirigida prova-velmente causa dobramento intenso e deformação das rochasmetamórficas em cinturões de montanhas, onde as temperatu-ras são altas. As rochas submetidas à tensão diferencial podemser intensamente deformadas, tomando-se achatadas na direçãoem que a força é aplicada e alongadas na direção perpendicularà força.

Os minerais metamórficos podem ser comprimidos, alonga-dos ou rotados para alinhar-se em uma direção particular, de-pendendo do tipo de tensão aplicado às rochas. Assim, a pres-são dirigi da determina a forma e a orientação dos novos cristaismetamórficos, que se originam à medida que os minerais re-cristalizam-se sob a influência do calor e da pressão. Durante arecristalização das micas, por exemplo, os cristais crescem comos planos das suas estruturas de filossilicatos alinhados perpen-dicularmente à direção da tensão.

A pressão, como a temperatura, aumenta com a profundi-dade na Terra. A pressão é geralmente registrada em kilobars(1.000 bars, abreviado como kbar) e aumenta a uma taxa de0,3 a 0,4 kbar por quilômetro de profundidade (ver Figura 9.1).Um bar é aproximadamente equivalente à pressão do ar na su-perfície da Terra. Um mergulhador que esteja fazendo um pas-seio na parte mais profunda de um recife de corais, a 10m, porexemplo, irá experimentar mais I bar de pressão. A pressão aque uma rocha é submetida em profundidade, na Terra, é de-corrente da espessura das rochas sobrejacentes e da densidadedessas rochas.

Minerais que são estáveis em pressões mais baixas, próxi-mas à superfície terrestre, tomam-se instáveis e recristalizam-se para novos minerais devido ao aumento da pressão na crostaprofunda. Estudos de laboratório forneceram dados relativos às

pressões necessárias para essas mudanças. Usando esses dado\podemos examinar a mineralogia e a textura das amostras«rochas metamórficas e inferir qual era a pressão na áreaondeelas foram formadas. Assim, assembléias minerais metarnóncas podem ser usadas como medidores de pressão, ou geobaro.metros. A partir de uma assembléia específica de mineraisemuma rocha metamórfica, o geólogo pode delimitar as variaçõesdas pressões e, conseqüentemente, da profundidade na qualarocha foi formada.

o papel dos fluidosO metamorfismo pode alterar significativamente a mineralogiada rocha, introduzindo ou removendo componentes químicsque se dissolvem na água. Os fluidos hidrotermais produzidadurante o metamorfismo transportam dióxido de carbonodssolvido, como também substâncias químicas como sódio,p0-tássio, sílica, cobre e zinco, que são solúveis em água quentesob pressão. Quando as soluções hidrotermais percolam atéaspartes rasas da crosta, elas reagem com as rochas nas quaispe.netram, mudando sua composição química e mineralogicaeslgumas vezes substituindo completamente um mineral peloou·tro, sem mudar a textura da rocha. Esse tipo de modificaçãonacomposição da rocha por transporte de fluidos de substânciasquímicas dentro ou fora dela é chamado de metassomatismo.Muitos depósitos valiosos de cobre, zinco, chumbo e outrosmetais são formados por esse tipo de substituição química (verCapítulo 22).

Os fluidos hidrotermais aceleram as reações químicas metamórficas. Os átomos e íons dissolvidos no fluido podem miograr através da rocha e reagir com os sólidos para formar novosminerais. Com a continuidade do metamorfismo, a água reagecom a rocha quando ligações químicas entre minerais e rnoléculas de água formam-se ou quebram-se.

Onde esses fluidos quimicamente reativos se originam?Embora a maiorias das rochas pareça ser completamente secaeter porosidade extremamente baixa, elas comumente contêmfluidos em minúsculos poros (os espaços entre grãos). Essesfluidos derivam da água quimicamente ligada às argilas, e nãodos poros sedimentares, a qual é, em grande parte, expelidadu·rante a diagênese. Em outros minerais hidratados, como asmiocas e o anfibólio, a água faz parte da estrutura cristalina. Odió-xido de carbono dissolvido em fluidos hidrotermais é, em graade parte, derivado de carbonatos sedimentares, como os calcários e os dolomitos.

l'Qi.lqU.PS de metamorfismo

Os geólogos podem reproduzir as condições metamórficas emlaboratório e determinar as combinações precisas de pressão,temperatura e condições químicas em que as transformações pc-dem acontecer. Porém, para entender como as combinações particulares se relacionam com a geologia do metamorfismo, ouse-ja, quando, onde e como essas condições originam-se na Terra,os geólogos caracterizam as rochas metamórficas com basenascircunstâncias geológicas em que foram originadas. Descrevere-mos essas categorias a seguir. A Figura 9.3 localiza-as em rela·ção aos principais ambientes da tectônica de placas.

o SISTEMA TERRAA litosfera e a astenosfera - e, nas dorsaismesoceânicas, a hidrosfera - interagem parametamorfizar as rochas.

CAPíTULO 9 • Rochas Metamórficas 1231

o metamorfismo regional, resultante da colisão deplacas continentais e da formação de montanhas,ocorre em níveis moderados a profundos, sob pressõesmoderadas a ultra-altas e em temperaturas elevadas.

o metamorfismo regional de alta pressão, ao longo decinturões lineares de arcos vulcânicos, ocorre sob altaspressões e em temperaturas baixas a intermediárias.

o calor e as ondas de choque resul-tantes da colisão de meteoritos causamo metamorfismo de impacto nas rochasda vizinhança imediata do local da queda.

o metamorfismo de soterramento ocorreem temperaturas e pressões mais baixas emodifica as rochas sedimentares.

o metamorfismo de contato afetauma estreita faixa das rochasencaixantes, ao redor de magmas erochas parcialmente fundidas, eocorre em altas temperaturas.

oceânica

o metamorfismo de assoalho oceânico, cau-sado pela percolação da água do mar emcentros de expansão das dorsais mesoceânicas,afeta os basaltos quentes extravasados.

Figura 9.3 Os principais tipos de metamorfismo e os locais onde ocorrem.

Metamorfismo regionalO metamorfismo regional," o tipo de metamorfismo mais co-mum,ocorre quando alta temperatura e pressão são impostas agrandespartes da crosta. Utiliza-se esse termo para distinguiresse tipo de metamorfismo das mudanças mais localizadas,próximasa intrusões ígneas ou falhas. O metamorfismo regio-nalé uma feição característica de um ambiente de tectônica deplacasconvergentes. Ele ocorre dentro de arcos de ilhas vulcâ-nicos,como as montanhas dos Andes, na América do Sul, e nonúcleode cadeias de montanhas produzidas durante a colisãodecontinentes, como as montanhas do Himalaia, na Ásia Cen-tral.Esses cinturões de montanhas são freqüentemente feiçõeslinearese, assim, as antigas zonas de metamorfismo regional,bemcomo as modernas, são freqüentemente lineares na suadistribuição. De fato, os geólogos geralmente interpretam osextensoscinturões de rochas com metamorfismo regional comorepresentando os locais onde se formaram cadeias de monta-nhasque foram, posteriormente, erodidas ao longo de milhõesdeanos, expondo as rochas à superfície terrestre.

Alguns cinturões de metamorfismo regional foram origina-dosem altas temperaturas e pressões moderadas a altas, próxi-

mos a arcos vulcânicos formados onde as placas subduzidasmergulham profundamente no manto. O metamorfismo regio-nal sob pressões e temperaturas muito altas ocorre em níveismais profundos da crosta ao longo de limites onde a colisão decontinentes deforma as rochas e onde são soerguidos os altoscinturões de montanhas. Durante o metamorfismo regional, asrochas serão tipicamente transportadas para profundidades sig-nificativas da crosta, somente sendo exumadas quando de umsubseqüente soerguimento e erosão na superfície terrestre. Po-rém, um entendimento completo dos padrões de metamorfismoregional, incluindo a forma como as rochas respondem às mu-danças sistemáticas de temperatura e pressão ao longo do tem-po, depende do ambiente tectônico específico. Discutiremos es-se tópico mais adiante, neste capítulo.

o metamorfismo de contatoAs intrusões ígneas metamorfizam as rochas imediatamentecircundantes, propagando seu calor para fora, o qual submeteos minerais da rocha preexistente a novas condições. Esse tipode transformação localizada, chamado de metamorfismo decontato,' normalmente afeta apenas uma estreita região das ro-

232 , Para Entender a Terra

chas encaixantes ao longo do contato. Em muitas rochas meta-mórficas de contato, principalmente na margem de intrusões ra-sas, as transformações minerais estão principalmente relaciona-das à alta temperatura do magma. Os efeitos de pressão são im-portantes apenas onde o magma foi intrudido em grandes pro-fundidades. Lá, a pressão não resulta da força feita pela intru-são para abrir seu caminho na rocha encaixante, mas da presen-ça da pressão confinante regional. O metamorfismo de contatocausado por extrusivas é limitado a zonas muito estreitas, por-que as lavas resfriam-se rapidamente na superfície e seu calortem pouco tempo para penetrar profundamente nas rochas cir-cundantes e causar as mudanças metamórficas.

o metamorfismo de assoa lho oceânicoUm outro tipo de metamorfismo, chamado de metamorfismode assoalho oceânico" ou metassomatismo, é freqüentementeassociado às dorsais mesoceânicas (ver Capítulo 5). A água domar, percolando pelos basaltos fraturados e quentes, é aqueci-da. O aumento de temperatura promove reações químicas entreela e a rocha, formando basalto alterado, cuja composição quí-mica difere sobremaneira daquela do basalto original. O meta-morfismo resultante da percolação de fluidos de alta tempera-tura também ocorre nos continentes, quando os fluidos que cir-culam próximos às intrusões ígneas metamorfizam as rochasencaixantes.

Outros tipos de metamorfismoHá outros tipos de metamorfismo que originam pequenas quan-tidades de rochas metamórficas. Alguns deles, como o meta-morfismo de pressão ultra-alta, são extremamente importantespara ajudar os geólogos a entender as condições existentes nasgrandes profundidades da Terra.

Metamorfismo de baixo grau (soterramento) Recorde-se doCapítulo 8 que, quando as rochas sedimentares são gradual-mente soterradas durante a subsidência crustal, elas se aquecemlentamente à medida que entram em equilíbrio com a tempera-tura da crosta ao redor delas. Nesse processo, a diagênese alte-ra sua mineralogia e textura. A diagênese grada para o meta-morfismo de baixo grau, ou de soterramento, o qual é causa-do pelo aumento progressivo da pressão exercida pela pilhacrescente de sedimentos e rochas sedimentares sobrepostas epelo aumento do calor associado à crescente profundidade desoterramento.

Dependendo do gradiente geotérmico local, o metamorfis-mo de baixo grau inicia-se tipicamente em profundidades de 6a 10 km, onde as temperaturas variam entre 100 e 200°C e aspressões são menores que 3 kbar. Esse conhecimento é de gran-de importância para a indústria de petróleo e gás, que denomi-na de "ernbasamento econômico" o nível onde se inicia o meta-morfismo de baixo grau. Os poços de petróleo e gás são rara-mente perfurados abaixo dessa profundidade, porque tempera-turas acima de 130°C convertem a matéria orgânica aprisiona-da nas rochas sedimentares em metano e dióxido de carbono,em vez de petróleo e gás natural.

Metamorfismo de alta pressão e de pressão ultra-alta Asrochas metamórficas formadas em altas pressões (8-12 kbar)

e pressões ultra-altas (maiores que 28 kbar) são raramemenpostas à superfície para que os geólogos possam estudálsEssas rochas são incomuns, pois se formam em profundidsetão grandes que levam muito tempo para serem recicladasévolta à superfície. A maioria das rochas de alta pressão fom.se em zonas de subducção, onde os sedimentos raspadosplaca oceânica que está afundando são levados até profuaídades de mais de 30 km, onde experimentam pressões aciOllde 12 kbar.

Até bem pouco tempo atrás (nos últimos 20 anos), osgeiflogos reconheceram que as rochas metamórficas que antig.mente se localizavam na base da crosta podem, às vezes,sere~contradas na superfície. Essas rochas, chamadas de eclogitos,comumente contêm minerais como a coesita (uma formaequartzo muito densa e de alta pressão), que indica pressemaiores que 28 kbar, sugerindo profundidades superioresakm. Tais rochas formaram-se sob temperaturas moderadasaai·tas, variando até 800 a 1.000°C. Em alguns casos, essas roch~contêm diamantes microscópicos, indicativos de pressêsmaiores que 40 kbar e profundidades de mais de 120 km! Sur·preendentemente, afloramentos dessas rochas metamórficasepressão ultra-alta cobrem áreas com dimensões maioresque400 km de comprimento e 200 km de largura. As únicas outrasduas rochas conhecidas que vêm dessas profundidades sãoo;diatremas e kimberlitos (ver Capítulo 6), rochas ígneas quefumam pipesl estreitos de poucas centenas de metros de exten·são. Os geólogos concordam que essas rochas são formadasporerupções "vulcânicas", embora de profundidades muito inco-muns. Por outro lado, os mecanismos necessários para trazerairochas metamórficas de pressão ultra-alta para a superfíciesãointensamente debatidos. Na interpretação mais comum, essasrochas representam fragmentos do bordo frontal de continentesque sofreram subducção durante a colisão e que, posteriormeate, retomaram (por meio de algum mecanismo desconhecido)para a superfície antes que tenham tido tempo de recristalizarapressões mais baixas.

Metamorfismo de impacto O metamorfismo de impacto ocor·re quando um meteorito colide com a Terra. Os meteoritos sãofragmentos de cometas ou asteróides que foram atraídos pelocampo gravitacional terrestre. Durante o impacto, a energiarepresentada pela massa e pela velocidade dos meteoritos é transformada em calor e ondas de choque, que passam pela rocha encaixante impactada. A rocha encaixante pode ser fragmentadaeaté mesmo parcialmente fundida para produzir tektitos, os quaisse parecem com gotículas de vidro. Em alguns casos, o quartzoétransformado em coesita e stishovita, duas de suas formas deai·ta pressão.

A maioria dos grandes impactos na Terra não deixou ne-nhum rastro do meteorito porque esses corpos costumam serdestruídos na colisão. Entretanto, a ocorrência de coesita edecrateras com texturas de fraturamento em franja característi-cas comumente fornece evidências-chave dessa colisão. A atomosfera densa da Terra causa a queima da maioria dos rneteo-ros antes do impacto na sua superfície e, assim, o metarnorfis-mo de impacto é raro aí. Porém, na superfície da Lua, o meta-morfismo de impacto é pervasivo. Ele é caracterizado porpressões extremamente altas, de muitas dezenas a centenas dekilobars.

Atectônica de placase os tipos de metamorfismosA tectônica de placas fornece um arcabouço para o entendi-mentodas rochas metamórficas. Os diferentes tipos de meta-morfismotêm probabilidade de ocorrer nos distintos ambientestectônicos(ver Figura 9.3):

• Interior das placas Metamorfismo de contato, metamorfismodesoterramento e, talvez, metamorfismo regional, que podeocorrerna base da crosta. O metamorfismo de impacto, prova-velmente,é preservado nesse ambiente, por causa da grande áreaexpostano interior das placas.

• Margens de placas divergentes Metamorfismo de assoalhooceânicoe metamorfismo de contato, ao redor de plútons intru-didosnacrosta oceânica, são encontrados em margens de placasdivergentes.

• Margens de placas convergentes Metamorfismo regional, me-tamorfismode alta pressão e pressão ultra-alta, metamorfismo decontato,ao redor de plútons intrudidos, são encontrados em mar-gensdeplacas convergentes.

• Margens de placas transformantes Em ambientes oceânicos,podeocorrermetamorfismo de assoalho oceânico. Tanto em am-bientesoceânicos e continentais, ocorre o cisalhamento extensi-voao longo do limite das placas, produzindo deformação comtexturacataclástica, em níveis rasos, e deformação com texturamilonftica,em níveis profundos da crosta. (A deformação serádiscutidano Capítulo 11.)

\l'Hf'~uras metamórficas

o metamorfismo imprime novas texturas nas rochas que alte-ra(Figura panorâmica 9.4). A textura da rocha metamórficaé determinadapelos tamanhos, formas e arranjos de seus cris-taisconstituintes. Algumas texturas metamórficas dependemdostipos de minerais formados, como as micas, que são pla-cóides.A variação no tamanho de grão é também importante.Emgeral, considera-se que o tamanho dos cristais aumentaproporcionalmente com o aumento do grau metamórfico. Ca-davariedade textural revela alguma coisa sobre o processometamórficoque a criou.

Foliaçãoe clivagemA feição textural mais proeminente das rochas de metamor-fismoregional é a foliação, um conjunto de superfícies para-lelas,planas ou onduladas, produzidas pela deformação. Es-sassuperfícies ou planos de foliação podem cortar o acama-mentoem qualquer ângulo ou ser paralelas a ele (Figura pa-norâmica9.4a).

A principal causa da foliação é a presença de minerais pla-cóides,principalmente as micas e a clorita. Os minerais placói-destendem a se cristalizar como cristais delgados em forma deplacas.Os planos de todos os cristais placóides são alinhadosparalelosà foliação, um alinhamento chamado de orientaçãopreferencial dos minerais (Figura panorâmica 9.4b). Quando

CAPíTULO 9 • Rochas Metamórficas \ 233

os minerais placóides cristalizam-se, a orientação preferencialé geralmente perpendicular à direção principal das forças decompressão da rocha, e ela é deformada durante o metamorfis-mo. Os minerais preexistentes podem adquirir a orientação pre-ferencial e, assim, produzir a foliação por rotação, até ficaremparalelos ao plano desenvolvido.

Os minerais cujos cristais são alongados, em forma de lá-pis, tendem a assumir uma orientação preferencial durante ometamorfismo e, normalmente, alinham-se paralelos ao planoda foliação. As rochas que contêm anfibólios em abundância,tipicamente as vulcânicas máficas metamorfizadas, têm esse ti-po de textura.

A forma mais comum de foliação é vista na ardósia, que éfacilmente partida em superfícies lisas e paralelas, como se fos-sem folhas delgadas. Essa clivagem ardosiana (não confundircom a clivagem de um mineral como a moscovita) desenvolve-se ao longo de intervalos mais ou menos delgados e regularesem uma rocha.

A classificação das rochas foliadasAs rochas foliadas são classificadas de acordo com quatro cri-térios principais (Figura panorâmica 9.4c):

1. O tamanho de seus cristais

2. A natureza da sua foliação

3. A intensidade com que seus minerais são segregados em ban-das mais claras e mais escuras

4. Seu grau metamórfico

A Figura panorâmica 9.4b mostra exemplos dos principaistipos de rochas foliadas. Em geral, a foliação progride de umatextura para outra, refletindo o aumento na temperatura e napressão. Nessa progressão, um folhelho pode ser metamorfiza-do primeiramente para uma ardósia, passando para um filito,depois para um xisto, em seguida, para um gnaisse e, finalmen-te, para um migmatito.

Ardósia As ardósias são as rochas foliadas de mais baixograu. Elas têm grãos tão finos que seus minerais individuaisnão podem ser vistos facilmente sem um microscópio. Elas sãocomumente produzidas pelo metamorfismo de folhelhos ou,com menos freqüência, de depósitos de cinzas vulcânicas. Asardósias geralmente variam de cinza-escuro a preto, sendo co-loridas por pequenas quantidades de matéria orgânica original-mente presentes no folhelho parenta!. Os pedreiros de ardósiasaprenderam há muito tempo a reconhecer essa foliação e usamisso para fazer chapas de ardósia, grossas ou delgadas, para se-rem usadas como telhas e quadros-negros. Ainda hoje são uti-lizadas lajes planas de ardósia para pavimentar caminhos, prin-cipalmente onde ela é abundante.

Filito Os filitos são de grau levemente mais alto que as ardó-sias, mas são similares em suas características e origem. Elestendem a ter um brilho mais ou menos lustroso, resultando decristais de mica e clorita que cresceram um pouco maiores queos da ardósia. Os filitos, como as ardósias, tendem a se partirem folhas delgadas, mas menos perfeitamente que elas.

mentooriginal


o METAMORFISMO REGIONAL MUDA A TEXTURA DAS ROCHAS

o metamorfismo causa a formação de planos de cli-vagem ardosiana, perpendiculares aos planos de aca-mamento, em rochas sedimentares, como os folhelhos.

o acamamento original em umaamostra pode ser visto a partir dascamadas delgadas mais arenosas.

o metamorfismo regional gerasuperfícies de clivagem - foliação -no folhelho, formando uma ardósia.

(a) Planos de clivagem ardosiana.-"-.

Cristal deesta u rol ita

~

AS rochas foliadas desenvolvem-seporque contêm minerais placóides,que se alinham ao longo daorientação preferencial.

5 em

(b)

Os cristais da rocha crescem ou são de-formados para se tornarem alongados per-pendicularmente às forças compressivas.

Mica

(c) Quando a intensidade do meta-morfismo aumenta, o mesmoacontece com o tamanho docristal e a espessura da foliação.

Aumento da intensidade do metamorfismo

'Grau baixo . Grâífint~iário~ " ~""Grau alto

Aumento do tamanho do cristal

t >Aumento da espessura da foliação

I\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\~

(d) As rochas foliadas são classificadas pela intensidadeda clivagem, pela xistosidade e pelo bandamento,o qual corresponde à intensidade do metamorfismo.

Diagênese

Ardósia

Grau baixo

Filito

Grau intermediário

Xisto (abundantesminerais micáceos)

Grau alto

Gnaisse (menosminerais micáceos)

Migmatito

Clivagem ardosiana Xistosidade Bandamento Bandamento

XistoEm baixos graus de metamorfismo, os cristais de mine-raisplacóides são geralmente muito pequenos para serem vis-tos,a foliação é pouco espaçada e as camadas são muito delga-das.Quando as rochas metamórficas são mais intensamentemetamorfizadas(em grau mais alto), os cristais placóides cres-cemo suficiente para serem visíveis a olho nu, e os mineraistendema segregar-se em bandas mais claras e mais escuras. Es-searranjo paralelo dos minerais em folhas produz a foliaçãopenetrativa,espessa e ondulada, chamada de xistosidade, a qualcaracterizaos xistos, que estão entre os tipos de rochas meta-mórficasmais abundantes. Eles contêm mais de 50% de mine-raisplacóides, principalmente micas, como a muscovita e abiotita.Os xistos podem conter camadas delgadas de quartzo,feldspatoou ambos, dependendo da quantidade de quartzo dofolhelhooriginal.

GnaisseUma foliação ainda mais espessa é mostrada pelosgnaissesde alto grau, que são rochas de coloração clara, combandasespessas de minerais claros e escuros segregados na ro-cha.O bandamento dos gnaisses em camadas claras e escurasresultada segregação de quartzo e feldspato, de coloração cla-ra,e anfibólios e outros minerais máficos, de coloração escura.Osgnaisses são rochas de grão grosso e a razão entre os mine-raisgranulares e os placóides é maior do que nas ardósias ounosxistos. O resultado é uma foliação fraca e, assim, com pe-quenatendência para se partir. Sob condições de alta pressão etemperatura,as assembléias minerais das rochas de grau maisbaixo,contendo micas e cloritas, transformar-se-ão em novasassembléiasdominadas por quartzo e feldspato, com menosquantidadesde micas e anfibólios.

MigmatitoEm temperaturas mais altas que as necessárias paraproduzirgnaisses, a rocha encaixante pode começar a se fundir.Nessecaso, como nas rochas ígneas (ver Capítulo 5), os pri-meirosminerais a se fundir serão os de menor temperatura defusão.Portanto, apenas parte da rocha encaixante se fundirá, eafusãopode migrar apenas por uma pequena distância antes deresfriar-senovamente. As rochas produzidas desse modo sãomuitodeformadas e contorcidas e são penetradas por muitosveiose pequenas lentes, algumas com formas de navetas, de ro-chasfundidas. O resultado é uma mistura de rochas ígneas emetamórficaschamada de migmatito. Alguns migmatitos sãoprincipalmentemetamórficos, com apenas uma proporção pe-quenade material ígneo. Outros foram tão afetados pela fusãoquesãoconsiderados quase completamente ígneos.

RochasgranoblásticasAsrochas granoblásticas são compostas principalmente porcristaisque cresceram em formas eqüidimensionais, como cu-bose esferas, em vez de formas placóides ou alongadas (Figu-ra9.5). Essas rochas podem resultar de um metamorfismo em

CAPíTULO9. Rochas Metamórficas \ 235

Quartzito

Mármore

Figura 9.5 Rochas metamórficas granoblásticas (não-foliadas).(a) Quartzito. [Breck P.Kent] (b) Mármore. [Diego LezamaOrezzoli/Corbis]

que a deformação estava ausente, como o metamorfismo decontato. Entre as rochas granoblásticas (não-foliadas) estão ocomubianito, o quartzito, o mármore, o greenstone, o anfiboli-to e o granulito. Todas as rochas granoblásticas, excluindo ocomubianito, são definidas por sua composição mineral, emvez de sua textura, porque são de aparência maciça.

O cornubianito é uma rocha metamórfica de contato de altatemperatura, com tamanho de grão uniforme, que sofreu poucaou nenhuma deformação. Seus cristais placóides ou alongadossão orientados aleatoriamente e não têm textura foliada. Os cor-nubianitos têm uma textura granular dominante, embora comu-mente contenham piroxênio, que forma cristais alongados, e al-gumas micas.

Figura panorâmica 9.4 Clivagem ardosiana, a forma maisfamiliarde foliação, desenvolvida ao longo de intervalos delgadose irregulares. (a) Esse afloramento, no sudoeste de Montana(EUA), mostra a clivagem ardosiana. [Martin Miller] (b) Afotomicrografia de xisto mostra a orientação preferencial doscristaisde mica e estaurolita. [5. Dobos] (c) e (d) Classificação

de rochas foliadas. A clivagem, a xistosidade e o bandamentogeralmente não correspondem à direção da estratificação originalda rocha sedimentar. [Ardósia: Andrew J. Martinez/PhotoResearchers. Fi/ito: cortesia de Kurt Hollocher, Union College.Xisto: Biophoto Associates/Photo Researchers. Gnaisse: Breck P.Kent. Migmatito: Kip Hodges]


Os quartzitos são rochas muito duras, não-foliadas e, geral-mente, brancas, derivadas de arenitos ricos em quartzo. Algunsquartzitos são maciços, sem preservação de acamamento ou fo-Iiação. Outros contêm bandas delgadas de ardósias ou xistos,relíquias da intercalação original de camadas de argilas ou fo-lhelhos.

Os mármores são os produtos metamórficos da ação do ca-lor e da pressão sobre os calcários e dolomitos. Alguns mármo-res brancos e puros, como o famoso mármore italiano de Carra-ra, apreciado pelos escultores, mostram uma textura lisa, homo-gênea, de cristais intercrescidos de calcita com tamanho unifor-me. Outros mármores mostram um bandamento irregular oumosqueado de silicatos ou outras impurezas minerais do calcá-rio original (ver Figura 9.5b).

Os greenstonesi são rochas vulcânicas máficas metarnorfiza-das. Muitas dessas rochas de baixo grau são formadas quando aslavas máficas e os depósitos de cinzas reagem com a água do mare outras soluções percoladoras. Grandes áreas do fundo oceânicosão cobertas por basaltos leve ou extensivamente alterados dessemodo nas dorsais mesoceânicas. Uma abundância de cloritasconfere a essas rochas seu aspecto esverdeado.

O anfibolito é uma rocha não-foliada, formada de anfibólioe plagioc1ásio. Ele é tipicamente o produto do metamorfismode médio a alto grau de vulcânicas máficas. Os anfibolitos fo-liados são produzidos quando ocorre deformação.

Os granulitos, que são rochas metamórficas de alto grau,têm textura granoblástica. O granulitode mais baixo grau é mui-tas vezes chamado de granofels.' Os granofels são rochas degrão médio a grosso, com cristais eqüidimensionais, e mostramapenas foliação fraca. Eles são formados pelo metamorfismo defolhelhos, arenitos impuros e muitos tipos de rochas ígneas.

Texturas de cristais grandesOs novos cristais metamórficos podem crescer como cristaisgrandes, circundados por uma matriz de grão muito fino de ou-

Porfiroblastos comcrescimento rápido

Cristais da matriz comcrescimento mais lento

Figura9.6 Porfiroblastos de granada em uma matriz xistosa.[Chip Clark]

tros minerais. Esses cristais grandes são porfiroblastos e sàoencontrados em rochas de metamorfismo regional e de comto (Figura 9.6). Eles crescem quando os componentes quími·cos da matriz são reorganizados e, assim, substituem partedamatriz. Os porfiroblastos formam-se quando há um forte con·traste entre as propriedades químicas e cristalográficas damatriz e dos porfiroblastos. Esse contraste faz com que os porfioroblastos cresçam mais rapidamente, às expensas da matriz,doque os cristais da própria matriz, que crescem mais Ientamea

Quadro 9.1 Classificação das rochas metamórficas com base na text~raQ •

Classificação Características Nome da rocha Rocha-fonte típica

Foliada Distinguida por clivagem ardosiana, xistosidadeou bandamento gnáissico; os grãos mineraismostram orientação preferencial

ArdósiaFilitoXistoGnaisse

Folhelho, arenito

Granoblástica(não-foliada)

Granular, caracterizada por grãos interpenetrados.!"grossos ou finos; com pouca ou nenhuma orientaçãopreferencial

Porfiroblástica Conjunto de cristais grandes numa matriz fina Ardósia a gnaisse

CornubianitoQuartzitoMármoreArgilitoGreenstonesAnfibolito"Granulito"

Folhelhos, vulcânicasArenitos ricos em quartzoCalcário, dolomitoFolhelhoBasaltoFolhelho, basaltoFolhelho, basalto

Folhelhos

a Tipicamente contém muito anfibólio, o qual pode mostrar alinhamento de cristais longos e estreitos.b Rocha de alta temperatura e de alta pressão.

te.Os porfiroblastos variam em tamanho, oscilando de poucosmilímetrosa vários centímetros de diâmetro. Sua composiçãotambémvaria. A granada e a estaurolita são os dois mineraisquecomumente formam porfiroblastos, porém muitos outrosmineraistambém podem ser encontrados com essas caracterís-ticas.A composição precisa e a distribuição dos porfiroblastosdessesdois minerais podem ser usadas para inferir as trajetó-riasde pressão e temperatura que ocorreram durante o meta-morfismo.

O Quadro 9.1 é um resumo das classes texturais das rochasmetamórficase de suas principais características.

·~~.amorfismo regionale grau metamórfico

Asrochas metamórficas são formadas sob uma ampla variaçãodecondições e seus minerais e texturas são índices da pressãoedatemperatura da crosta e, também, do local e do tempo emqueforam formados. Os geólogos que estudam a formação dasrochasmetamórficas buscam constantemente determinar a in-tensidadee o tipo de forma mais preciso do que é indicado pe-Iadesignação de "baixo grau" e "alto grau". Para melhor fazeressadistinção, eles lêem os minerais como se fossem medido-resde pressão e termômetros. A técnica é mais bem ilustradaporsua aplicação ao metamorfismo regional.

Isógradas minerais: mapeando zonasde transiçãoQuandoos geólogos estudam extensos cinturões de rochas demetamorfismo regional, eles podem ver muitos afloramentos,cadaqual mostrando certo conjunto de minerais. Diferentespartesdesses cinturões podem ser distingui das pelos seus mine-rais-índice. Um mineral-índice é o mineral característico quedefineas zonas metamórficas e que representa uma variaçãorestritade pressão e temperatura (Figura panorâmica 9.7). Porexemplo,pode-se passar de uma região de folhelhos não-meta-morfizadospara um cinturão de ardósias fracamente metamor-fizadase, depois, para um cinturão de xistos de alto grau (Figu-rapanorâmica 9.7a). No cinturão de ardósias, um novo mineral,ac1orita,aparece. Movendo-se em direção ao aumento do me-tamorfismo,o geólogo poderá sucessivamente encontrar outraszonasde minerais metamórficos, onde os xistos tornar-se-ãoprogressivamente mais foliados (Figura panorâmica 9.7b).

Podemos fazer um mapa dessas zonas nos locais onde umgraumetamórfico muda para outro. Para isso, os geólogos defi-nemas zonas traçando linhas chamadas isógradas, que conec-tamos lugares onde aparecem os primeiros minerais-índice. Asisógradassão usadas na Figura panorâmica 9.7a para mostrarumasérie de rochas produzidas por metamorfismo regional deumfolhelho. A distribuição de isógradas tende a seguir o pa-drãoestrutural de uma região, tal como as dobras e as falhas re-velam-no.Uma isógrada baseada em um único mineral-índice,comoa da biotita, é uma boa medida aproximada da pressão edatemperatura do metamorfismo.

Para determinar a pressão e a temperatura mais precisamen-te,os geólogos examinam um grupo de dois ou três minerais

CAPíTULO 9 • Rochas Metamórficas \ 237

cujas texturas indicam que se cristalizaram juntos. Por exem-plo, a isógrada da sillimanita será representada pela reação quí-mica da moscovita e do quartzo para produzir feldspato potás-sico (K-feldspato) e sillimanita, liberando água (como vapord'água) no processo:

moscovita +KAl3Si30 IO(OH)2

quartzo ~Si02

K-feldspato + sillimanita + águaKAlSiP8 Al2SiOs HP

Muitos grupos de minerais foram cuidadosamente estuda-dos em laboratório para determinar mais exatamente a pressãoe a temperatura na qual se formam. O resultado é usado paracalibrar o mapeamento de campo de isógradas.

As isógradas revelam a pressão e a temperatura na qual osminerais se formam, assim a seqüência de isógradas em umcinturão metamórfico pode diferir daquelas que ocorrem emum outro cinturão. A razão para essas diferenças é que a pres-são e a temperatura não aumentam na mesma proporção em to-dos os ambientes geológicos. Como discutimos anteriormenteneste capítulo, a pressão aumenta mais rapidamente que a tem-peratura em alguns lugares e mais lentamente em outros (verFiguras 9.1 e 9.2).

Grau metamórfico e composição do protólitoO tipo de rocha metamórfica que resulta de um dado grau demetamorfismo depende parcialmente da composição rnineraló-gica do protólito ou rocha parental. O metamorfismo da ardósiamostrado na Figura panorâmica 9.7b e c revela os efeitos dascondições metamórficas nas rochas ricas em argilominerais,quartzo e, talvez, com alguns minerais de carbonato. O meta-morfismo das rochas vulcânicas máficas, compostas predomi-nantemente por feldspatos e piroxênio, segue um curso diferen-te (Figura 9.8a).

No metamorfismo regional do basalto, por exemplo, a rochade menor grau caracteristicamente contém vários minerais dogrupo da zeólita. Os minerais silicáticos dessa classe contêmágua em cavidades dentro da estrutura do cristal. Os mineraisdo grupo da zeólita formam-se por alterações em temperaturase pressões muito baixas. Assim, as rochas que contêm esse gru-po de minerais são identificadas como pertencentes ao grau dazeólita.

Sobrepondo-se ao grau da zeólita, há um grau mais alto derochas vulcânicas máficas metamorfizadas, o grau xis tos ver-des, cujo mineral abundante inclui a clorita. Após, há o anfibo-lito, o qual contém uma grande quantidade de anfibólios. Ograu mais alto de vulcânicas máficas metamorfizadas com-preende os piroxênio-granulitos, que são rochas de grão gros-so contendo piroxênio e plagioclásio cálcico.

Os piroxênio-granulitos são os produtos do metamorfismode alto grau, no qual a temperatura é alta e a pressão é modera-da. A situação oposta, na qual a pressão é alta e a temperatura émoderada, produz rochas de grau xisto azul, com várias com-posições iniciais, de rochas vulcânicas máficas a rochas sedi-mentares argilosas. O nome vem da abundância de glaucofânio,um anfibólio azul, presente nessas rochas. Uma outra rochametamórfica, formada sob pressões extremamente altas e tem-

(a)

MINERAIS-íNDICE, GRAU E FÁClES QUE DESCREVEM O METAMORFISMO

Os minerais-índice definem as zonas meta-mórficas. Os estudos de laboratório determi-naram a temperatura e a pressão nas quaisvárias rochas e minerais se formaram.

As isógradas - linhas que demarcam a transição de ummineral para outro - podem ser usadas para plotar aintensidade do metamorfismo (temperatura e pressão)em uma área como a da Nova Inglaterra (conjunto deestados norte-americanos do mapa à esquerda).

Quando as rochas, comoaardósia, são metamorfizadas,progridem de rochas debaixo grau para rochasdealto grau.

200 Km

BaiXo{grau

Grau inter-{mediá rio

Não-metamorfizadas

• Zona da clorita

• Zona da biotita

• Zona da granada

• Zona da estaurolita

• Zona da sillimanitaAlto grau

Com o aumento do graumetamórfico, a composiçãomineral muda, e ...

... essas suítesminerais definemfácies metamórficas.

(c)

Intensidade do metamorfismoDiagênese Baixo Intermediário Alto

Xisto verde Anfibolito Piroxênio-Granulitos

~; ~Ibita (plagioclásio sádico)

(b) oo1

23

45 I----I---'!!::6 1----1---+

7 1---1---1--'

8 I----I---+-X-isto azul9 1---1------'1---

1 O 1------.,1-----'1-----+

11 4012 ~~--~--~--------~--------~----~O 200 400 600 800 1000

•..."'.D.2~o,"''"'"~c,

Êt•'1l,

'1l

'6c.2e

11.

Migm fitos35

Temperatura, 'C

As fácies metamórficas correspon-dem a uma combinação particularde pressão e temperatura, ...

... e essas combinações de Pe Tpodem ser usadas para indicar01

ambientes tectõnicos específicoI.

(d)O O1 523 10

•... 4 Ê"' 15 t.D.2 5 ~

'ti:;; 20 •6 'tio 'C':li 7 c'" 25 .;e 8 ee, Q.

9 30

10 3511 4012

O 200 400 600 800 1000Temperatura, 'C

(e)O O transporte tectõnico move as ro-

chas por diferentes zonas de pres-são e temperatura, dos níveis rasosaté os mais profundos da crosta ...

liJ ... e, então, transporta-as devolta, para a crosta rasa, ou atémesmo para a superfície terrestre.

(a)

Intensidade do metamorfisrnoDiagênese Baixo Intermediário AltoZeólita Xisto verde Anfibolito Piroxênio-granulitos


(b)O O1 ••2 53 10 ~~ E•... 4'" 15 ~.J:!s 5 11>

";g 6 20 ~o 'ti.", 7VI 25 ..2VIv 8•... oc...

9 30 o:10 3511

Alto grau12 40O 200 400 600 800 1000

Temperatura, O(

Figura 9.8 (a) Mudanças na composição mineral de rochas máficas, metamorfizadas sobcondiçõesque variam de baixo alto grau. (b) As fácies metamórficas de rochas máficas.

peraturasmoderadas a altas, é o eclogito, o qual é rico em gra-nadae piroxênio.

Fácies metamórficasPodemospôr todas essas informações sobre graus metamórfi-cos,derivados de rochas parentais de muitas composições quí-micasdiferentes, em um gráfico de temperatura e pressão (verFigurapanorâmica 9.7d e Figura 9.8b). As fácies metamórfi-cassão agrupamentos de rochas de várias composições mine-raisformadas sob diferentes graus de metamorfismo e de pro-tólitos distintos. Os termos alto grau e baixo grau são usadosparacomunicar um sentido geral da intensidade do metamorfis-mo.Ao designarmos fácies metamórficas particulares, podere-mosser mais específicos sobre a intensidade do metamorfismopreservado nas rochas. Dois pontos essenciais caracterizam oconceitode fácies metamórficas:

1. Diferentes tipos de rochas metamórficas são formados a par-tirde protólitos de composições diferentes num mesmo grau demetamorfismo.

2. Diferentes tipos de rochas metamórficas são formados sob di-ferentesgraus de metamorfismo a partir de protólitos de mesmacomposição.

O Quadro 9.2 lista os principais minerais das fácies meta-mórficasproduzidas a partir do folhelho e do basalto. Devido àintensavariação de composição do protólito, não há limites ní-

tidos entre as fácies metamórficas (ver Figura panorâmica 9.7de Figura 9.8b).

A análise das fácies metamórficas permite-nos interpretar oprocesso tectônico responsável pelo metamorfismo (ver FiguraPanorâmica 9.7e).

ctônica de placasmetamorfismo

Logo depois de a teoria da tectônica de placas ter sido propos-ta, os geólogos começaram a ver como os padrões de metamor-fismo se ajustavam dentro do contexto maior de movimentosdas placas tectônicas que causavam vulcanismo e orogênese. Aorogênese significa "construção de montanhas" particularmen-te pelo dobramento e pelos empurrões das camadas de rochamuitas vezes acompanhados de atividade magmática. Os cintu-rões de rochas de metamorfismo regional são freqüentementeassociados à colisão continental que forma as montanhas. Nosnúcleos da maioria das cadeias de montanhas do mundo, dosApalaches aos Alpes, encontramos longos cinturões de sedi-mentos deformados e rochas vulcânicas metamorfizados regio-nalmente que são paralelos às linhas de dobras e falhas nasmontanhas.

Figura panorâmica 9.7 (a) Os minerais-índice são usadosparadeterminar as isógradas neste terreno da Nova Inglaterra.(b)As rochas-fonte (folhelhos) foram metamorfizadas comoresultado do aumento progressivo de temperatura e pressão. (c)Mudanças na composição mineral de folhelhos metarnorfizadossobcondições variando de baixo a alto grau. (d) Os vários tiposde rochas metamórficas podem ser agrupados de acordo com ascondições de pressão e temperatura sob as quais são formados.

Não há limites retos entre quaisquer dessas fácies. (e) Ornetamorfisrno ocorre quando as rochas são tectonicamentetransportadas para níveis mais profundos da crosta e, então,retornam novamente para a superfície. [Ardósia: Andrew J.Martinez/Photo Researchers. Fi/ito: Kurt Hollocher. Xisto azul:cortesia de Mark Cloos. Xisto: Biophoto Associates/PhotoResearchers. Cnaisse: Breck P.Kent. Migmatito: Kip Hodges 1

~..... ~ . , '''' ~'" ". ~Quadro 9.2 Minerais principais das fácies metam6rficas produzidos a paltir de.rochaVpar"en"ais a~'; ~

diferentes composições • ~, ~•• .."._.;::,,~ "-;.-4

240 I Para Entender a Terra

FáciesMinerais produzidos a partirde um folhelho parental

Minerais produzidos a partirde um basalto parenta I

.--

Moscovita, clorita, quartzo, plagioclásio sódico

Moscovita, biotita, granada, quartzo, feldspato plagioclásio

Granada, sillimanita, plagioclásio, quartzo

Granada, piroxênio sódico, quartzo

Albita, epídoto, clorita

Anfibólio, plagioclásio

Piroxênio cálcico, plagioclásio cálcico

Piroxênio sódico, granada

Xisto verde

Anfibolito

Granulito

Eclogito

Trajetórias de pressão de temperaturado metamorfismoo conceito de grau metamórfico, introduzido anteriormente,é estático. Isso significa que o grau de metamorfismo podenos fornecer informações sobre a pressão máxima ou sobre atemperatura a que a rocha foi submetida, mas não diz nada arespeito do local onde a rocha encontra essas condições ousobre a forma como ela foi transportada para a superfície ter-restre. Isso é importante para entender que a maior parte dometamorfismo ocorre como um processo dinâmico e não co-mo um evento estático. O metamorfismo, geralmente, é ca-racterizado por mudanças das condições de pressão e tempe-ratura, e a história dessas modificações é chamada de traje-tória P-T do metamorfismo. A trajetória P-T pode ser umregistro sensível de muitos fatores importantes que influen-ciam o metamorfismo, como as fontes de calor, as quais mu-dam as temperaturas, e as taxas de transporte tectônico, quemudam as pressões. Portanto, a análise das trajetórias P-Temrochas metamórficas pode fornecer considerável compreen-são dos ambientes da tectônica de placas, responsáveis pelometamorfismo (ver Figura panorâmica 9.7e).

Para obter uma trajetória P-T, os geólogos devem analisarminerais metamórficos específicos em laboratório. Um dos mi-nerais mais amplamente usados é a granada, que serve comoum tipo de dispositivo de gravação (Figura 9.9). Durante o me-tamorfismo, as granadas crescem uniformemente, e quando apressão e a temperatura do ambiente circundante mudam, acomposição da granada também muda. A parte mais antiga dagranada é o seu núcleo e a mais jovem, a sua borda externa. As-sim, a variação da composição do núcleo em relação à borda re-velará a história das condições de metamorfismo. A partir deum valor da composição da granada medido em laboratório, osvalores correspondentes de pressão e temperatura podem serobtidos e, então, plotados como uma trajetória P-T. As trajetó-rias P-T têm dois segmentos: o progressivo, que indica aumen-to de pressão e temperatura, e o retrogressivo, que indica dimi-nuição de pressão e temperatura.

Convergência continente-oceanoAs assembléias de rochas que se formam quando uma placatransportando um continente em seu bordo principal converge

sobre uma placa oceânica em processo de subducção são mostradas na Figura 9.10. O espesso pacote de sedimentos erodi·dos do continente rapidamente ocupa a depressão adjacentedofundo oceânico, ao longo da zona de subducção. À medida quea porção da placa oceânica fria mergulha no manto, a regiãodebaixo da parede interna da fossa (a parede próxima ao cominente) é preenchida com esses sedimentos e com aqueles dofundo oceânico, além de fragmentos de ofiolitos raspados daplaca descendente. Regiões desse tipo, localizadas entre o arcomagmático do continente e a fossa na costa afora, são muitocomplexas e variáveis. Os depósitos são todos intensamente do-brados, em fatias intrincadas e metamorfizadas. Eles são difí·ceis de mapear em detalhe, mas são reconhecidos por sua rnis-tura e materiais distintivos e feições estruturais. Tal misturacaótica é chamada de mélange!' (palavra francesa que signifi-ca "mistura"). O metamorfismo é do tipo característico de altapressão e baixa temperatura, porque o material pode ser transportado relativamente rápido para profundidades de até 30kmonde a recristalização ocorre no ambiente de uma placa aindafria em subducção.

Metamorfismo relacionado a subducção O xisto azul- rochavulcânica e sedimentar metamorfizada cujos minerais (Figura9.10) indicam que foram originados sob pressões muito altas,porém em temperaturas relativamente baixas - forma-se nare-gião da frente do arco de uma zona de subducção, a área entrea fossa marinha e o arco vulcânico. Nesse local, os sedimentossão carregados para baixo na zona de subducção, ao longo dasuperfície da porção fria em subducção da placa litosférica. Aplaca subduzida move-se tão depressa para baixo, que há pou-co tempo para que se aqueça; enquanto isso, a pressão aumen-ta rapidamente.

Por fim, como parte do processo de subducção, o materialeleva-se de volta para a superfície. Essa exumação ocorre porcausa de dois efeitos: empuxo e circulação. Imagine tentar em-purrar uma bola de basquete sob a superfície da água em umapiscina. A bola, cheia de ar, tem uma densidade menor queaágua em torno, assim, tende a voltar para a superfície. De for-ma similar, as rochas metamórficas que sofreram subducçãosão conduzi das para cima devido ao seu próprio empuxo emre-lação à crosta circundante. Porém, para começar, o que "em-purra" o material para baixo? Uma circulação natural estabele-cida na zona de subducção, que você pode imaginar como se

Duranteo metamorfismo, um cristal de granadacrescee sua composição muda enquanto a tempe-raturae a pressão ao seu redor também mudam.


lâmina delgada de granada-gnaisse Crescimento zonado em granadas

o123

~ 4..Q 5I---+--;~~6 6f------t--+o':)l 7f------t--+-Vl~ 8 f------t--+-c, 9 I--I--t--

1Oi-=...!---1='--j 3511 f------t------t--+ .' 4012~~--~~------~------------~

O 200 400 600 800 1000

A composição do cristal podeser plotada na trajetória P-Tà medida que ele cresce de 0,no centro, para @, na borda.

O

DQuando a rocha é levada para zonasmaisprofundas da crosta e subme-tida a temperaturas e pressõesmaiores(a trajetória progressiva), ocristalde granada cresce em umxistoO, porém, termina crescendoemum gnaisse@, à medida que ometamorfismo progride.

A trajetória retrogressiva indi-ca a diminuição da tempera-tura e da pressão quando as

1 O ~ rochas são levadas para a su-E perfície terrestre.15 ::::.......:.----------<li

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Figura9.9 Trajetórias metamórficas de pressão-temperatura. A trajetória que uma rocha metamórfica segue inicia-setipicamentecom o aumento de pressão e temperatura, sendo essa a trajetória progressiva. Quando é seguida por umdecréscimode pressão e temperatura, chama-se trajetória retrogressiva. [Fotos cortesia de Kip Hodges]

fosseum misturador de ovos. À medida que o misturador gira,elemovea espuma numa direção circular. Se algo se move nu-madireção, também pode se mover na direção oposta, pois omovimentoé circular. De modo análogo, a porção mergulhantedaplacaem uma zona de subducção estabelece um movimentocirculardo material acima dela, primeiro, puxando esse mate-rialpara baixo, até grandes profundidades, e, depois, retoman-do-opara a superfície.

A Figura 9.10 mostra a trajetória P-T típica para as rochassubmetidasa metamorfismo de grau xisto azul durante a sub-ducçãoe a exumação. A trajetória P-T está sobreposta ao dia-gramade fácies metamórficas. Note que ela forma um laçonessediagrama. A parte progressiva da trajetória representa asubducção,como mostrado pelo rápido aumento da pressão,paraum aumento apenas relativamente pequeno na temperatu-ra.Durante a exumação, o laço da trajetória retoma porque,enquantoa temperatura ainda está aumentando lentamente, apressãoestá rapidamente diminuindo. A parte retrogressiva datrajetória P-T representa o processo de exumação, descritomaisadiante.

Evidências de convergência oceano-continente antiga Oselementos essenciais dessas assembléias de rochas colisionaisforam encontrados no registro geológico em muitos lugares.Pode-se reconhecer uma mélange na Formação Franciscan, daCordilheira da Costa da Califómia, 12 e no cinturão paralelo aoarco magmático da Serra Nevada, a leste. Essas rochas marcama colisão mesozóica entre a Placa Norte-Americana e a PlacaFarallon, que desapareceu por subducção (ver Figura 20.6). Alocalização da mélange, a oeste, e do magmatismo, a leste,mostra que a Placa Farallon, agora ausente, sofreu subducção,tendo sido acavalada, a leste, pela Placa Norte-Americana. Asanálises das trajetórias P-T dos minerais metamórficos de grauxisto azul da mélange, pertencentes à Formação Franciscan, re-velam um laço similar àquele ilustrado na Figura 9.10, indican-do rápida descida para as altas pressões, o que caracteriza odiagnóstico de subducção.

Outros exemplos de pares arcos-mélange podem ser encon-trados ao longo da margem continental que circunda a Bacia doPacífico - no Japão, por exemplo. Os Alpes Centrais foramsoerguidos pela convergência da Placa Mediterrânea com ocontinente europeu. As Montanhas dos Andes (de onde deriva


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Mélange da subducção,metamorfismo de baixatemperatura e alta pressão

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Metamorfismo de alta temperaturae alta pressão dentro de cinturõesde montanhas

Trajetóriaprogressiva

Figura9.10 Trajetória P-T e assembléia de rochas associadas com (a) a convergência de placas oceano-continente e com (b) aconvergência de placas continente-continente. As trajetórias P-T diferem devido ao menor gradiente geotérmico presente nas zonasdesubducção. As rochas transportadas para profundidades e pressões similares sob um cinturão de montanhas tornam-se muito maisquentes em uma profundidade equivalente.

o nome da rocha vulcânica andesito), próximas à costa oeste daAmérica do Sul, são produtos da colisão entre placas oceânicase continentais. Nesse local, a Placa de Nazca colide com a Pla-ca Sul-Americana, subduzindo na margem oeste desta.

Colisão continente-continenteAs placas podem ter continentes encravados nelas e um conti-nente pode colidir com outro, como mostra a Figura 9.1Ob.De-vido à flutuação da crosta continental, ambos os continentespodem resistir à subducção e permanecer à tona. Como resulta-do, eles colidem, e uma larga zona de intensa deformação de-senvolve-se no limite onde os continentes se chocam. O rema-nescente de tal limite, deixado para trás no registro geológico,

é chamado de sutura. A intensa deformação que ocorre durantea orogênese resulta em uma crosta continental muito espessadana zona de colisão, freqüentemente produzindo altas montanhas, tais como as do Himalaia. Os cinturões de magmatismoformam-se caracteristicamente em profundidade, nos núcleosdas cadeias de montanhas adjacentes à sutura. Os ofiolitos sãomuitas vezes encontrados próximos à sutura, sendo relíquiasdeum oceano antigo que desapareceu na convergência de duasplacas (ver Capítulo 5).

À medida que os continentes colidem e a litosfera torna-semais espessa, as partes mais profundas da crosta continentalaquecem-se e são metamorfizadas em graus diferentes. Emzo-nas mais profundas, a fusão pode iniciar-se no mesmo tempo.Dessa forma, uma mistura complexa de rochas metamórficase

i~neasforma o núcleo dos cinturões orogênicos, que se desen-volvedurante a formação das montanhas. Milhões de anos de-JIOis,quando a erosão removeu as camadas superficiais, os nú-cleosdoscinturões orogênicos são expostos à superfície, forne-cendoaogeólogo um registro rochoso dos processos metamór-ncosque formaram os xistos, gnaisses e outras rochas meta-mórficas.

Astrajetórias P-T de rochas metamórficas produzidas porcolisãocontinental têm uma forma diferente daquelas produzi-dasapenaspor subducção. Portanto, à medida que uma rocha éempurradapara profundidades maiores durante a colisão, alemperaturacorrespondente a uma dada pressão será mais alta(verFigura9. IOb). A trajetória P-T inicia no mesmo lugar quealrajetóriada subducção, mas mostra um aumento mais rápidodatemperaturaà medida que pressões e profundidades maioreslãoatingidas.Os geólogos geralmente interpretam que o seg-mentoprogressivo de uma trajetória P-T colisional indica o so-lerramentode rochas sob altas montanhas durante a orogênese.Deoutrolado, o segmento retrogressivo representa o soergui-mentoe a exumação das rochas soterradas durante o colapsodasmontanhas, ou por erosão ou por estiramento e adelgaça-mentoda crosta continental pós-colisão.

Oprincipal exemplo de uma colisão de continentes é o Hi-nalaia,que iniciou sua formação há cerca de 50 milhões deanos,quando o continente indiano colidiu com o asiático. A co-lisãocontinua hoje: a Índia move-se para dentro da Ásia a umalaxadepoucos centímetros por ano, e o soerguimento ainda es-láemandamento, do mesmo modo que falhamentos e taxasmuitorápidas de erosão causadas por rios e geleiras.

Exumação: O elo entre a tectônica de placas eos geossistemas do climaHá40anos, a teoria da tectônica de placas forneceu uma pron-Iaexplicação de como as rochas metamórficas poderiam seroriginadaspor meio da expansão do assoalho oceânico, da sub-ducçãode placas e da colisão continental. Em meados da déca-dade 1980, o estudo das trajetórias P-T forneceu um quadromaisbem resolvido dos mecanismos tectônicos específicos re-lacionadoscom o soterramento de rochas em grandes profundi-dades.Na mesma época, entretanto, esses estudos surpreende-ramos geólogos ao fornecerem uma imagem também muito ní-lidados processos subseqüentes ao soterramento, e por vezesmuitorápidos, que causam o soerguimento e a exumação des-sasrochas soterradas em grande profundidade. Desde a épocadessadescoberta, os geólogos têm pesquisado os mecanismosexclusivamente tectônicos que poderiam trazer, de forma tãorápida,essas rochas de volta para a superfície terrestre. Umaidéiabastante difundida é a de que as montanhas, tendo alcan-çadotão grandes elevações durante o espessamento crus tal de-vidoà colisão, repentinamente malogram por colapso gravita-cional.O velho ditado "tudo que sobe, desce" aplica-se aqui,mascom resultados surpreendentemente rápidos. De fato tãorápidos,que alguns geólogos não acreditam que esse seja o úni-coefeito importante, pois outras forças também devem estaragindo.

Como vamos ver no Capítulo 18, os geólogos que estudamaspaisagens descobriram que as taxas de erosão extremamentealtaspodem ser produzidas por geleiras e rios em uma região


de montanhas tectonicamente ativas. Durante a última década,eles apresentaram uma nova hipótese, que relaciona as altas ta-xas de soerguimento e exumação às rápidas taxas de erosão. Aidéia aqui é a de que o clima, e não apenas a tectônica sozinha,controla o fluxo das rochas da crosta profunda para a crosta ra-sa por meio de processos de erosão rápida. Assim, a tectônica-que age por meio da orogênese e da construção de montanhas -e o clima - que atua por meio do intemperismo e da erosão -interagem para controlar o fluxo das rochas metamórficas paraa superfície terrestre. Após décadas de ênfases e explicações so-mente tectônicas dos processos regionais e globais da Terra, pa-rece agora que duas disciplinas aparentemente não relacionadasna Geologia - o metamorfismo e os processos de superfície -podem estar ligadas de modo muito elegante. Como um geólo-go exclamou: "Saborosa ironia: deveriam os músculos meta-mórficos que empurram as montanhas para o céu ser controla-dos pelo tintinar dos minúsculos pingos de chuva".

I RESUMO

Que fatores causam o metamorfismo? O metamorfismo - al-teração no estado sólido de rochas preexistentes - é causado pe-lo aumento da pressão e da temperatura e por reações comcomponentes químicos introduzidos pela migração de fluidos.À medida que a pressão e a temperatura nas profundezas dacrosta aumentam como resultado da atividade tectônica ou íg-nea, os componentes químicos do protólito rearranjam-se emum novo conjunto de minerais, que são estáveis sob as novascondições. As rochas metamorfizadas a pressões e temperatu-ras relativamente baixas são referidas como rochas de baixograu. Aquelas metamorfizadas a temperaturas e pressões altassão chamadas de rochas de alto grau.

Os componentes químicos de uma rocha podem ser adicio-nados ou removidos durante o metamorfismo, geralmente pelainfluência de fluidos que migram de intrusões vizinhas.

Quais são os vários tipos de metamorfismo? Os três princi-pais tipos de metamorfismo são: (I) o metamorfismo regional,durante o qual grandes áreas são metamorfizadas por altaspressões e temperaturas geradas durante as orogêneses; (2) ometamorfismo de contato, durante o qual as rochas encaixan-tes são metamorfizadas principalmente pelo calor do corpo íg-neo que nelas se intrude; e (3) o metamorfismo de assoalhooceânico, durante o qual os fluidos quentes percolam e meta-morfizam as várias rochas crustais. Outros tipos adicionaissão: (I) o metamorfismo de baixo grau ou de soterrarnento,durante o qual as rochas sedimentares profundamente soterra-das são alteradas pelo aumento mais ou menos normal da pres-são e da temperatura com a profundidade na crosta; (2) o me-tamorfismo de alta pressão e o de pressão ultra-alta, pelosquais as rochas podem ser submetidas a pressões grandes, co-mo 40 kbar, equivalentes a profundidades maiores que 120km; e (3) o metamorfismo de impacto, que resulta do impactode meteoritos. As rochas encaixantes são despedaçadas pelapropagação das ondas do choque e, nesse processo, o quartzopode ser transformado nas suas formas mais densas, de altapressão, que são a coesita e a stishovita.

6.Vocêmapeou uma área de rochas metamórficas e observou linhas deisógradas,com direção norte-sul, que variam desde a isógrada da cia-nita,a leste, até a da c1orita, a oeste. Onde as temperaturas metamórfi-casforammais altas, a leste ou oeste?

7. Compareos minerais encontrados em uma auréola de metarnorfis-modecontato em um calcário puro e em um calcário contendo apre-ciáveiscamadas de folhelho.

8. Quetipode plútons pode produzir o metamorfismo de grau mais al-to,umaintrusão de granito a 20 km de profundidade ou uma intrusãodegabroa 5 km de profundidade?

9. Porque você não esperaria encontrar rochas originadas por meta-morfismode soterramento em uma dorsal mesoceânica?

10. Aszonas de subducção são geralmente caracterizadas por meta-morfismode altas pressões e baixas temperaturas. Em contrapartida,aszonasde colisão continental são marcadas por metamorfismo depressãomoderada e de alta temperatura. Qual região tem um gradien-tegeotérmicomais alto? Explique.

I Sugestões de leitura

Blatt, H., and Tracy, R. 1996. Petrology: Igneous, Sedimentary andMetamorphic,2d. ed. New York: W. H. Freeman.

Hyndman, D. W 1985. Petrology of lgneous and MetamorphicRocks. NewYork: Wiley.

Liou,J. G., Maruyama, S., and Emst, W G. 1997. Seeing a rnoun-tainina grain of gamet. Science, 276: 48-49.

Raymond,L.A. 1995. Petrology. Dubuque, Iowa: Wm. C. Brown.Spear,Frank S. 1993. Metamorphic phase equilibria and pressure-

temperature-time paths. Mineralogical Society of America Mono-graph22.

Wynn, Jeffrey C., and Shoemaker, Eugene. 1998. The day thesandscaught fire. Scientific American, 279: 21-64.

I Sugestões de leitura em português

Passchier, C. W 1996. Geologia de campo de terrenos gnáissicosdealtograu. São Paulo: Edusp.

Ruberti, E., Szabó, G. A. e Machado, R. 2000. Rochas rnetarnórfi-casoIn: Teixeira, W, Toledo, M. C. M. de, Fairchild, T. R. e Taioli, F.(orgs.).2000. Decifrando a Terra. São Paulo: Oficina de Textos. p.381-398.


WinkJer, H. G. F. 1977. Petrogênese das rochas metamórjicas. Por-to Alegre: Edgar Blücker; UFRGS.

Yardley, B. W 1994. Introdução à petrologia metamórjica. Brasí-lia: UnB.

I Notas de tradução

I o waffle é uma massa de bolo fluida colocada para cozinhar numaforma que, ao ser fechada com sua contraparte, permite prensá-Iaenquanto cozinha.

2 Embora não exista nos dicionários correntes de língua portuguesa osignificado "dispor em bandas, faixas" para o verbo "bandar", deacordo com a acepção de "banda" oriunda do francês bande, quesignifica "barra, faixa", tem sido comum nos textos de geologia ouutilizar os derivativos do verbo "bandear" (cuja etimologia está re-lacionada à palavra "banda" com o sentido de "lado, grupo de mú-sicos" ou à palavra "bando", com o sentido de "grupo"). Portanto,utilizamos aqui os derivativos do verbo "bandar" acrescentando-lheo sentido de "dispor em faixas, tiras", como em "bandamento meta-rnórfico" ou "rocha bandada".

3 Em inglês, Great Basin.4 Também referi to na literatura técnica como "rnetamorfismo dina-

motermal".5 Conhecido na literatura técnica também como "rnetarnorfismo ter-

mal".6 Também chamado de "metarnorfisrno de fundo oceânico".7 O termo pipe é usado comumente sem tradução na literatura geoló-

gica, referindo-se a corpos com forma aproximadamente cilíndricaou de charuto.

8 O termo greenstone (pronuncia-se [gri:n'stoune]) geralmente não étraduzido em português e significa, literalmente, "pedra verde".

9 O termo granofels (pronuncia-se [gran_'fels]) não é muito utilizadona literatura geológica. Entretanto, seria bastante adequado paradescrever rochas que não se enquadram nem na definição de xistos,nem de gnaisses, principalmente metarenitos contendo pouca micae granitos com poucos minerais máficos recristalizados.

10 Os limites intergranulares nesse tipo de rochas podem ser, também,retilíneos, comumente com junções tríplices intergranulares for-mando ângulos de 1200

•

Ii Pronuncia-se [mélange').12 Em inglês, California Coast Ranges.

rochas metamorficas 9

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