Trabalho POLI PE - Rochas Metamórficas, Trabalhos de Engenharia Civil

Baixe Trabalho POLI PE - Rochas Metamórficas e outras Trabalhos em PDF para Engenharia Civil, somente na Docsity! UNIVERSIDADE DE PERNAMBUCO ESCOLA POLITÉCNICA DE PERNAMBUCO DEPARTAMENTO DE ENGENHARIA CIVIL ROCHAS METAMÓRFICAS Álisson Caetano da Silva Fábia Kamilly Andrade Felipe Araújo S. Barbosa José Carlos Souza Rodrigo Arlégo Cavalcanti Recife – 2011 2 Álisson Caetano da Silva Fábia Kamilly Andrade Felipe Araújo Barbosa José Carlos de Souza Rodrigo Arlégo Cavalcanti Rochas Metamórficas Recife - 2011 Trabalho acadêmico solicitado pela professora Drª Kalinny Lafayette como requisito parcial do primeiro exercício escolar na disciplina Fundamentos de Geologia. 5 1. INTRODUÇÃO Entre os 03 (três) grupos de rochas, o grupo de rochas metamórficas é o de mais difícil compreensão, pois seus processos formadores desenvolvem-se em ambientes inacessíveis à observação direta. Neste caso, no âmago da crosta terrestre. No caso de rochas ígneas e sedimentares, é possível observar, respectivamente, a consolidação das lavas provenientes da câmara magmática pelo processo de vulcanismo e os processos de transporte e deposição de sedimentos característicos do processo de formação de rochas sedimentares. No entanto, a formação de rochas metamórficas restringe-se ao âmago da crosta terrestre, dificultando seu estudo. Assim, o que se conhece sobre metamorfismo deve-se à interpretação de feições observadas nas rochas deste tipo expostas à superfície e aos estudos que reproduzem, em laboratório, as condições do interior da crosta. Além disso, as rochas metamórficas são originárias de outras rochas preexistentes - como sedimentares, ígneas ou até mesmo outras metamórficas - em resposta às mudanças nas condições de temperatura e pressão no interior da crosta terrestre, o que exige conhecimento abrangente de conceitos como mineralogia, processos físico-químicos, texturais e estruturais para caracterização das mesmas. Tal caracterização será apresentada nos capítulos que se seguem. 6 2. EVOLUÇÃO HISTÓRICA As primeiras observações sobre rochas metamórficas se devem a Giovanni Arduino, que em 1779, encontrou evidências da transformação de calcário em mármore nos Alpes italianos. Quase simultaneamente, James Hutton reconheceu que alguns micaxistos na Escócia representavam rochas sedimentares argilosas modificadas no interior da crosta por causa do aumento de pressão e temperatura. Em 1830, Charles Lyell cunhou o termo “metamorfismo” para descrever o processo formador dessas rochas e, em 1877, Harry Rosenbusch estudou as rochas metamórficas da auréola de contato de uma intrusão ígnea. George Barrow, em 1893, identificou a distribuição de minerais que registram o aumento da intensidade do metamorfismo de folhelhos nas terras altas da Escócia. Na Noruega, no início do século XX, Viktor Goldschmidt verificou que os primeiros metamórficos não se associavam ao acaso, mas de acordo com determinadas combinações, estudando sua formação e estabilidade com enfoque termodinâmico. Em seguida, Pentti Eskola aplicou princípios de equilíbrio químico a associações minerais em terrenos metamórficos, concluindo que elas refletem as condições de temperatura e pressão do metamorfismo. Esses estudos aceleram desenvolvimentos da petrologia metamórfica na segunda metade do século XX, permitindo a modelagem da evolução de terrenos metamórficos e otimização no trabalho com esse tipo de rocha pela mineração e construção civil, principalmente. 3. FATORES CONDICIONANTES DO METAMORFISMO Metamorfismo é o conjunto de processos geológicos que leva à formação das rochas metamórficas. Para que esse processo ocorra são necessários alguns fatores condicionantes, sendo os principais a temperatura, pressão, presença de fluidos e tempo de duração do processo que a rocha é submetida. 3.1 Temperatura A temperatura é um dos fatores mais importantes para a formação das rochas metamórficas. Influencia diretamente no metamorfismo, através das elevadas temperaturas que mudam as propriedades dos minerais encontrados nas rochas. As principais fontes de calor na Terra são encontradas em profundidades elevadas no manto e no núcleo ou geradas por desintegração radioativa, calor este armazenado em regiões da litosfera como resultado de decaimento radioativo. Dentre os processos de transferência de calor do interior da Terra para a superfície, destaca-se o sistema motor da tectônica de placas, através do qual material mantélico (proveniente do manto) de alta temperatura é trazido à superfície junto à cadeia meso-oceânica. Já na crosta continental, as intrusões ígneas, que são movimentos de massas rochosas, de elevadas temperaturas, fornecem grande quantidade de calor para as rochas encaixantes (termo usado na Geologia para designar rochas mais antigas). A unidade de temperatura é dada em graus Celsius (ºC). 3.2 Pressão Como o processos metamórfi terra, e as rochas encontram pressões variadas. Existem doi confinante) e dirigida. A pressão litostática superiores. É uma pressão de mesmo mó não causa deformações acentuadas durante o Já a pressão dirigida é produzida pela movimentação de placas litosféricas, por conseqüência, gera uma força deformações. A unidade empregada para pressão, seja litostática ou dirigida também empregado os seus Figura 1 - Pressão litostática e pressão dirigida no metamorfismo regional Geralmente, a pressão e temper metamorfismo. Essa combinação pode levar a fusão de alguns componentes da rocha e mudanças químicas em alguns minerais pré metamorfismo regional apresentado na Figura 1 e conceituado no capítulo 5. 3.3 Fluidos Também chamados de fluidos de c encontrados nos intervalos das rochas. São de fundamental importância no processo metamórfico, pois, na ausência de fluidos as reações metamórficas A água é um dos fluidos mais importantes que transporta várias substâncias em solução, e, para além de ser dissolvente de quase todas as substâncias, este fluído provoca diversas reações químicas. Pode ocorrer, ainda, a migração de materiais, através da água, que irão contribuir, assim, para alterações químicas e até mesmo mineralógicas. Com o aumento da temperatura e da pressão, os intervalos da roc diminuindo, e consequentemente minerais hidratados, como é o caso com a perda de água transformam cos ocorrem,em sua grande maioria, no interior da -se a diferentes profundidades, estas estão sujeitas s tipos de pressão atuantes na crosta: litostática (ou é provocada pela pressão devido ao peso das camadas dulo atuante em todas as direções, e por isso metamorfismo. com direção vetorial à rocha, produzindo tensões e múltiplos. (Fonte atura estão intimamente relacionadas -existentes, como o que acontece no irculação, são compostos gasosos ou líquidos, seria , os fluidos são lentamente expulsos. Assim, os dos minerais de argila tornam-se mais instáveis e -se normalmente em minerais anidros (é um termo 7 a que, , é bária, sendo : Fafe) entre si no m muito lentas. ha vão 10 4.3.1 Reações de inversão a seco Este tipo de reação, que ocorre na ausência de uma fase fluida, é pouco numerosa, correspondendo aos casos de mudanças na estrutura, em sua maioria. Um exemplo típico desta reação envolve o silicato de alumina, que pode apresentar três polimorfos em função da temperatura e da pressão: • andalusite: que se forma a baixas pressões; • distena: que se forma a média e alta pressão; • silimanite: que se forma a alta temperatura. Os três polimorfos são apresentados a seguir, na Figura 3, por um diagrama temperatura-pressão, que regista os campos de estabilidade dos três silicatos de alumina com um ponto triplo, o qual todos eles são estáveis. Os valores de pressão e temperatura do ponto triplo variam de autor para autor, mas, geralmente, se situa nos 600ºC e 6kb. Figura 3- Curvas de equilíbrio PxT para distena (1), andalusite (2) e silimanite (3) (Fonte: Dicionário Enciclopédico de Geociências) Os polimorfos da sílica também podem ilustrar uma situação idêntica. Por aumento de pressão o quartzo transforma-se em coesite mais stishovite, enquanto que por aumento de temperatura origina tridimite mais cristobalite. 4.3.2 Reações com produção de fluidos Neste tipo de reação, que acontece na maior parte dos casos a alta temperatura, dois minerais reagem entre si para gerar espécies novas e um fluido, CO 2 ou H 2 O, segundo a composição das fases em presença. Um exemplo deste tipo de reação acontece com os minerais muscovita e quartzo, gerando Sil-silimanita, feldspato potássico e água, segundo a equação abaixo. OHSiOAlOKAlSiSiOOHOSiKAl 25283221033 )( ++↔+ (1) 11 A água resultante como produto da reação pode migrar e induzir a anatexia de rochas quartzo-feldspáticas envolventes, conceito este que consiste na fusão parcial ou total de uma rocha em condições naturais. 4.3.3 Reações com mudança dos elementos químicos entre os minerais Neste caso, a estrutura cristalina não se altera, isto é, em termos numéricos não surgem novas espécies: há o deslocamento de elementos químicos entre dois ou mais minerais cujo teor em determinados elementos vai sofrer variações: o mineral que ganha os elementos é obrigado a perder outros para compensar a mudança. 5. Tipos de metamorfismo Apesar do processo de metamorfismo poder se desenvolver em diversos locais da crosta, alguns cenários de ocorrência puderam ser sistematizados, baseados em fatores como os tipos de rochas, parâmetros físicos envolvidos, mecanismo de conjunção destes parâmetros, localização e extensão na crosta terreste. Estes cenários ou tipos de metamorfismos foram identificados e definidos em três tipos fundamentais: regional, de contato e dinâmico, podendo confundir com outros tipos já reconhecidos, mas que apresentam particularidades consideradas à parte. São eles: metamorfismo de soterramento, hidrotermal, de fundo oceânico e de impacto. Cada um destes variantes será descrito a seguir. 5.1 Metamorfismo regional ou dinamotermal A ocorrência deste tipo de metamorfismo deve-se à ação conjunta da temperatura e pressão, em geral, elevadas, provocando a recristalização na rocha e favorecendo o aparecimento de novas texturas. É também chamado de “geral”, pois afeta grandes regiões, sendo considerado o mais importante. As Figuras 4 e 5 apresentam a relação entre as mudanças texturais e a intensidade de metamorfismo regional aplicado sobre uma rocha. Figura 4 - Relação entre mudanças texturais e intensidade de metamorfismo (Fonte: UNICAMP) Figura 5 - Alterações mineralógicas em função do grau de metamorfismo Este tipo de metamorfismo ocorre a relacionado com a formação de cadeias de montanhas (áreas conhecidas como geosinclinais). Por isso, os protolitos são fortemente deformados ao mesmo tempo que sofrem recristalização, formando novas texturas e assembléias minerais estáveis nas novas condições. A Figura 6 representa, esquematicamente, a ocorrência de metamorfismo regional em zonas de cinturões orogênicos nos limites de placas convergentes. Figura 6 - Metamorfismo regional 5.2 Metamorfismo de contato ou termal É resultado de aquecimento através de intrusão de um corpo ígneo que aumenta a temperatura das rochas encaixantes. As rochas mais próximas à intrusão sofrem efeitos de temperatura maior que decresce com a distância relativa ao corpo. Sem um efeito de pressão e deformação, e somente da temperatura, há cristalização e crescimento dos minerais metamórficos num arranjo aleatório, ou seja rocha típica do metamorfismo d formação está apresentado na figura abaixo. Figura 7 - Intrusão magmática no metamorfismo de contato (Fonte: UNICAMP) grandes profundidades e está - dobrados e falhados (Fonte: Livro Decifrando a Terra) , e contato é denominada hornfels e seu esquema de (Unicamp) 12 intimamente - sem foliação. A 15 são encontrados em quaisquer outros ambientes geológicos, caracterizando a reduzida extensão na crosta terrestre. A figura abaixo apresenta a cratera de impacto produzida pelo choque do meteorito com a terra, dissipando a energia na forma de ondas de choque, que fraturam e deslocam as rochas, e de calor, que vaporiza o meteorito e funde as rochas. Figura 12 - Metamorfismo de impacto Os principais minerais resultantes desse tipo de metamorfismo são a estishovita e coesita. 6. Análise de terrenos metamórficos “Rochas metamórficas são produtos de uma combinação de fatores. Qualquer rocha sedimentar, ígnea ou metamórfica, representa um potencial protolito para a geração de nova rocha metamórfica. A atuação dos fatores responsáveis pelo metamorfismo sobre a grande variedade de protolitos em combinações e intensidades diversas resulta em um universo complexo e de difícil sistematização” (Livro Decifrando a Terra, p.391). As variações sistemáticas na composição mineralógica, textura e estrutura das rochas metamórficas podem ser seguidas de maneira mais ou menos contínua em muitos terrenos. Além disto, estudos experimentais permitem reconstituir as condições sob as quais se desenvolvem as reações e analisar as variações das assembléias minerais, fornecendo dados termodinâmicos para modelagem teórica dessas transformações. Existem alguns fatores que permitem a sistematização do universo das rochas metamórficas, obtidos dos estudos experimentais já realizados, são eles: grau metamórfico, minerais-índice, isógradas, zonas metamórficas e fáceis metamórficas. 6.1 Grau metamórfico A intensidade do metamorfismo é conhecida como grau do metamorfismo. Este conceito, já apresentado na Figura 5, consiste nas variações sofridas pela rocha com o aumento de um dos fatores condicionantes do metamorfismo. Alto grau de metamorfismo implica condições energéticas elevadas, ou seja, em altas temperaturas. Já baixo grau define condições mais brandas, ou seja, em temperaturas mais baixas. Ainda existe o metamorfismo de médio grau, que ocorre em 16 temperaturas intermediarias, e o de grau incipiente, quando as condições metamórficas foram muito brandas, no limiar entre diagênese e metamorfismo. Na Figura 13, são definidas duas linhas, a fim de definir o grau do metamorfismo de algumas rochas, além de esquematizar o conceito de fáceis, verificado mais adiante. A linha mais distante do campo ígneo implica um grau incipiente de metamorfismo, enquanto a linha mais próxima implica um alto grau de metamorfismo. Figura 13 - Distribuição das principais fáceis metamórficas no espaço PxT (Fonte: Livro Decifrando a Terra) 6.2 Minerais-índice, isógradas e zonas metamórficas O conceito de minerais-índice, essencial para a sistematização de um terreno metamórfico, se refere ao mineral, cujo aparecimento no terreno serve de marcador para uma forma seqüenciada de desenvolvimento em rochas pelíticas. Estas rochas, também conhecidas por rochas micáceas, contêm maior quantidade de minerais hidratados e, por isso, liberam maior teor de água ao serem metamorfizadas, potencializando o metamorfismo de contato. Na ordem de aparecimento de minerais-índice encontram-se: clorita, biotita, granada, estaurolita, cianita, sillimantina. A linha imaginária na superfície do terreno que une os pontos onde um determinado mineral-índice foi observado denomina-se isógrada. Para cada mineral-índice, tem-se a respectiva isógrada, por exemplo: isógrada da biotita, da granada, entre outras. O conceito de zona metamórfica consiste na faixa do terreno entre duas isógradas. Uma zona inicia-se na isógrada do mineral de temperatura mais baixa, que lhe dá o nome, e termina na isógrada do mineral subsequente, aonde se inicia a zona metamórfica do novo mineral. Assim, a zona da clorita inicia-se na isógrada da clorita e termina na isógrada da biotita, onde o mineral-índice aparece pela primeira vez. Vale lembrar que o mineral da zona anterior não desaparece necessariamente na isógrada do mineral seguinte: biotita e granada, por exemplo, persistem através das zonas da estaurolita e cianita, alcançando até a zona da sillimanita. A Figura abaixo apresenta os conceitos de isógrada, minerais-índices e zonas de metamorfismo, que se deram graças aos estudos realizados por Barrow. 17 Figura 14 - Minerais-índice, isógradas e zonas metamórficas (FAFE) 6.3 Fácies Metamórficas As rochas, cujas paragêneses - minerais encontrados em rochas distintas, formados sob as mesmas condições de temperatura e pressão - são semelhantes entre si, são agrupadas em uma mesma fácies metamórfica. Penti Eskola (Skinner e Porter, 1987) propôs o conceito de fácies metamórficas para designar as assembléias minerais que alcançavam o equilíbro durante o metamorfismo dentro de um grau específico de condições de pressão e temperatura. Existem 08 (oito) tipos de fáceis metamórficas, são elas: fácies de grau incipiente, ou sub-xisto verde ou zeólita; fácies xisto verde; fácies anfibolito; fácies granulito; fácies hornblenada hornfels; fácies piroxênio hornfles; fácies xisto azul; fácies eclogito. A Figura abaixo apresenta cada uma das fáceis sob determinadas condições de temperatura e pressão, sendo descritas suas características, a seguir. Figura 15 - Fáceis metamórficas (FAFE) 20 c) Nematoblástica: ocorre quando os minerais orientados forem prismáticos, como piroxênios e anfibólios. d) Porfiroblástica: ocorre quando espécies minerais têm crescimento metamórfico significativamente maior do que outras que formam a matriz rochosa. 7.3 Estrutura de rochas metamórficas As feições macroscópicas do protólito se orientam e/ou deformam e demonstram sinais de rupturas e fraturamento como resposta às forças intensas que atuam sobre ele. Portanto, a forma estrutural das rochas metamórficas fornece importantes informações sobre o processo metamórfico que as originou. A classificação das estruturas metamórficas se baseia nas características observáveis para as variadas rochas, sendo elas: a) Foliação: está relacionada com estruturas planas, devido ao arranjo paralelo dos minerais. São foliações: xistosidade, gnaissificação, clivagem ardosiana e acamamento. b) Xistosidade: estrutura representada pelo desenvolvimento de minerais achatados e alongados, podendo ser prismáticos. c) Gnaissificação: é a estrutura típica dos gnaisses (feldspato > 20% do volume), caracterizada por bandamento composicional (bandas claras x escuras). d) Estrutura cataclástica: resultante do esmagamento e cisalhamento das rochas em falhas geológicas, possui superfícies polidas pela fricção. e) Clivagem ardosiana: estrutura típica das ardósias e filitos, caracterizados macroscopicamente pela quebra das rochas em planos paralelos e regulares. f) Clivagem de crenulação: é uma segunda foliação gerada sobre a rocha metamórfica em decorrência de dobramento com pequeno comprimento de onda e amplitude. g) Estrutura granulosa: quando há ausência de elementos planos ou lineares na rocha, que exibe aspecto compacto, maciço (ex: mármores e quartzitos). 8. NOMENCLATURA DAS ROCHAS METAMÓRFICAS Nas rochas metamórficas o critério de nomenclatura é essencialmente petrográfico, considerando-se a mineralogia combinada com textura e estrutura. Assim nomes para as rochas metamórficas mais comuns, como ardósia, filito, gnaisse, granulito, quartzito, etc. devem ser complementados com informações que revelem o real aspecto da rocha, já que a variedade é bastante grande e a nomenclatura complexa. Via de regra, lista-se primeiramente os minerais menos abundantes (mais que 5%) antes do nome raiz, por exemplo: grafita-mucovita-biotita xisto. Neste caso significa que a rocha é composta essencialmente por biotita, seguido de muscovita e grafita. 21 As texturas também podem entrar na nomenclatura da rocha, dependendo da riqueza da descrição do autor, por exemplo muscovita xisto porfiroblástico com granada significa que cristais maiores de granada se destacam em uma matriz rica em muscovita em rocha xisto. 9. ROCHAS METAMÓRFICAS E TECTONISMO GLOBAL No caso da terra, a maioria dos processos metamórficos ocorre às margens de placas convergentes, onde se desenvolvem as grandes cadeias de montanhas, com os Andes, os Alpes, as Montanhas Rochosas ou Himalaias e os arcos de ilhas, como os arquipélagos do Japão ou da Indonésia. Rochas metamórficas são constituintes predominantemente nestas grandes estruturas lineares, principalmente nas suas partes internas, na forma de extensas faixas, denominadas cinturões metamórficos, onde muitas vezes ocorrem intimamente associadas a rochas magmáticas plutônicas. 9.1 Metamorfismo em zonas de subducção Nas zonas de subducção, a placa oceânica, já relativamente fria, é carregada para dentro do manto, mais quente. Na região da fossa, elas seguem em profundidade com geometria em forma de “ponta de lápis” paralela ao plano de subducção e retornam para cima com um forte degrau inverso em direção à placa superior. Esta geometria, apresentada na Figura em forma de degraus se deve por causa do contraste de temperaturas entre as rochas das placas oceânicas frias e a cunha mantélica quente em ascensão, que é a principal fonte de calor para o metamorfismo dos basaltos e sedimentos em subducção. Figura 16 - Zona de subducção (Fonte: Livro Decifrando a Terra) 22 9.2 Metamorfismo em zona de colisão continental Quando no decorrer do processo de subducção duas massas continentais se aproximam, até colidirem, elas tendem a flutuar em razão de sua densidade mais baixa em relação à crosta oceânica e ao manto. A conseqüência desse tipo de colisão é o espessamento da crosta continental , pelo empilhamento das massas que se chocam, deslocando-se uma sobre as outras, gerando grandes cadeias de montanhas. Este processo pode gerar uma inversão das isotermas, com rochas de mais alto grau metamórfico sendo colocadas sobre rochas de mais baixo grau.