metamorfismo de rochas carbonáticas e calciossilicáticas...

Metamorfismo de rochas Carbonáticas e Calciossilicáticas e Controle Tectônico do Metamorfismo

Mármores e rochas calciossilicáticas

Rochas carbonáticas Calcáreo puro, só tem calcita.

Calcáreo dolomítico Ca e Mg.

Sedimentos margosos (mistura de componentes carbonáticos e silicáticos).

Podem ser carbonato puro ou com quantidades variáveis de outros precipitados (por exemplo chert ou hematita) ou material detrítico(areia, argilas, etc.)

Formados na plataforma continental estável ao longo de uma margem passiva

Metamorfisado quando a margem passiva torna-se uma faixa orogênica

Metacarbonatos são rochas calcáreas onde o componente carbonático é predominante.

Marmores são carbonatos aproximadamente puro.

Rochas calciossilicáticas: pode ser composto por silicatos de Ca-Mg-Fe-Al, como diopsídio, grossulária, anfibólio Ca, vesuvianita, epidoto, wollastonita, etc.

Pode ser formada a partir de carbonatos impuros, rochas ultrabásicas e pela interação de fluidos ricos em cálcio com qualquer tipo de rocha.

Skarn: rocha calciossilicática formada por metamorfismo/metassomatismo provocado por intrusões ígneas em rochas carbonatáticas.

Figure 29-1. Chemographics in the CaO-MgO-SiO2 -CO2 -H2O system, projected from CO2 and H2O. The green shaded areas represent the common composition range of limestones and dolostones. Due to the solvus between calcite and dolomite, both minerals can coexist in carbonate rocks. The dark red left half of the triangle is the area of interest for metacarbonates. Carbonated ultramafics occupy the right half of the triangle. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.

Quartzo e calcita – estáveis em todas as pressões, excetos as mais elevadas.

Em elevada pressões a calcita se transforma em aragonita entretanto na maioria dos casos ela é revertida para calcita quando do soerguimento.

Figure 26-1. A portion of the equilibrium boundary for the calcite-aragonite phase transformation in the CaCO3system. After Johannes and Puhan (1971), Contrib. Mineral. Petrol., 31, 28-38. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.

Figure 29-6. T-XCO2 phase diagram for siliceous carbonates at P = 0.5 GPa, calculated using the program TWQ of Berman (1988, 1990, 1991). The light-shaded area is the field in which tremolite is stable, the darker shaded areas are the fields in which talc or diopside are stable. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.

Em condições de temperaturas muito elevadas pode ocorrer a reação de descarbonatação com formação de wollastonita:

CaCO3 + SiO2 → CaSiO3 + CO2

Figure 29-5. Metamorphic zones developed in regionally metamorphosed dolomitic rocks of the Lepontine Alps, along the Swiss-Italian border. After Trommsdorff (1966) Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt., 46, 431-460 and (1972) Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt., 52, 567-571. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.

Formação do talco3 Magnesita + 4 quartzo + H2O → talco + 3CO2 (~ 400ºC)

3 dolomita + 4 quartzo + H2O → talco + 3 calcita + 3 CO2 (~ 450ºC)

Formação da tremolita

5 talco + 6 calcita + 4 quartzo → 3 tremolita + 2 H2O + 6 CO2 (~ 500ºC)

FormaFormaçção ão diopsdiopsíídiodio ou ou forsteritaforsterita

Tremolita + 3 calcita + 2 quartzo → 5 diopsídio + H2O + 3 CO2

Tremolita + 11 dolomita → 8 forsterita + 13 calcita + H2O + 9 CO2

Formação do diopsídio + forsterita

3 tremolita + 5 calcita → 11 diopsídio + 2 forsterita + 3 H2O + 5 CO2

Formação da wollastonita

Calcita + quartzo → wollastonita + CO2

Dolomita → periclásio + calcita + CO2

Formação de talco

Fácie xisto verde

Formação de tremolita

Formação de tremolita Formação de diopsídio

Fácie anfibolito inferior

Formação de forsterita

Fácie anfibolito superior

Formação de wollastonita

Fácie granulito

Figure 29-2. A portion of the Alta aureole in Little Cottonwood Canyon, SE of Salt Lake City, UT, where talc, tremolite, forsterite, and periclase isograds were mapped in metacarbonates by Moore and Kerrick (1976) Amer. J. Sci., 276, 502-524. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.

Reação de descarbonatação

CaCO3 + SiO2 = CaSiO3 + CO2Cal Qtz Wo

Máxima estabilidade termal da assembléia mineral carbonática ocorre a composição de XCO2 puro

Reação ocorre a baixa temperaruta se for adicionado H2O (e.g. XCO2 <1)

XCO2 = nCO2

nCO2 + nH2O _

KAl2Si3AlO10(OH)2 + SiO2 = KAlSi3O8 + Al2SiO5 + H2O Ms Qtz Kfs Sill água

Reacão ocorre a baixa T, se for adicionado CO2 (e.g. XH2O <1 )

Reação de desidratação

5 tipos de reação de devolatilização, cada uma com uma forma geral única no diagrama T-X.

Tipo 3: Tmax a XCO2determinada por uma razão estequiométrica CO2/H2O

Ca2Mg5Si8O22(OH)2 + 3 CaCO3 + 2 SiO2 = 5 CaMgSi2O6 + 3 CO2 + H2O tremolita calcita quartzo diopsídio

Reação de mistura de voláteis

Mármores dolomíticos Fornecem indicadores de grau metamórfico mais úteis, porque uma

gama de silicatos de Ca-Mg pode se formar nas condições de P-T mais usuais do metamorfismo.

Sequência geral de zoneamento em mármores dolomíticos foi primeiramente descrita por Eskola (1922) e refinada por Bowen (1940) e Tilley (1951).

Seqüência de isógrada de aparecimento mineral em calcáreosdolomíticos metamorfisados regionalmente parece ser:

1. Talco (nem sempre presente)2. Tremolita3. Diopsídio ou forsterita4. Diopsídio + forsterita

Mármores calcíticos Rochas carbonáticas metamorfisadas nas quais os carbonatos

são os minerais dominantes.

Mármores são compostos essencialmente por calcita com proporções subordinadas de quartzo e filossilicáticos (origem detrítica). Algumas vezes aparecem grafita (derivada de antigos restos orgânicos) e pirita como acessórios.

A assembléia calcita + quartzo + filossilicatos + grafita + pirita –fornece poucos indícios em relação as condições de sua formação.

Se um calcário for composto somente de CaCO3 o metamorfismo produzirá mármores cristalinos que tendem a se tornar mais grossos com o aumento de temperatura.

Na maioria dos casos, não haverá outras mudanças além desta, pois as temperaturas de metamorfismo não são suficientemente altas para dissociar o carbonato.

Aspecto de um mármore calcíticosob microscópio de polarização.

Talco-mármore.

Tremolita-mármore

carb

trem

mármore com wollastonita-diopsídio-grossulária.

wo

grosdiop

Rochas calciossilicáticas Rochas ricas em silicato de Ca-Mg, contendo apenas teores pequenos de

carbonato. Skarn (escarnito) – variedade de rochas calciosilicática formada pela interação

metasomática entre mármores e materias silicáticos. Exemplo mais comum resultam da intrusão de granitos.

Keneddy (1949) desenvolveu um esquema zonal para rochas calciossilicáticasna Escócia, correlacionando-as as zonas barrovianas dos pelitos.

Zona das rochas pelíticas Zona das rochas calciossilicáticas

GranadaZoisita – calcita – biotitaZoisita-hornblenda

EstaurolitaCianita

Anortita-hornblenda

Silimanita Anortita-piroxênio

As rochas calciossilicáticas da Formação Vassalboro, Maine, EUA

Semipelitos, pelitos e rochas carbonáticas do Siluriano metamorfisadas no Paleozóico Superior em condições de baixa pressão (2.5 – 3.8 kbar) relacionada com pequenos corpos graníticos sin-metamórficos.

Distribuição das isógradas: Zona da anquerita: associação anquerita [Ca (Mg,Fe) (CO3)2] + quartzo + albita

+ muscovita + calcita ± clorita Zona da biotita: caracterizada pela ocorrência de biotita e clorita sem anfibólio. Zona do anfibólio: anfibólio Ca + calcita + biotita ± clorita Zona da zoisita: zoisita + feldspato K + anfibólio Zona do diopsídio: diopsídio + zoisita + anfibólio Ca + calcita + quartzo +

plagioclásio ± biotita ± microclina

ZONE COMPARISON

ChloriteBiotiteGarnetStauroliteKyaniteSillimanite

Ankerite

Biotite

AmphiboleZoisite

Diopside

Pelites Calc-Silicates

Figure 29-7a. T-XH2O diagram illustrating the shapes and relative locations of the reactions for the isograds mapped in the Whetstone Lake area. Reactions 1, 2, and 4 are dehydration reactions and reaction 3 is the Ky = Sil transition, all in metapelites. Reaction 5 is a dehydration-decarbonation in calcic rocks with a temperature maximum at XH2O = 0.25. b. Isograds mapped in the field. Note that isograd (5) crosses the others in a manner similar to that in part (a). This behavior is attributed to infiltration of H2O from the syn-metamorphic pluton in the area, creating a gradient in XH2O across the area at a high angle to the regional temperature gradient, equivalent to the T-X diagram. After Carmichael (1970) J. Petrol., 11, 147-181.

Rochas calciossilicáticas da Mina Brejuí –Currais Novos/RN

A granada, hornblenda e diopsídio pertence a uma paragênese formada em temperaturas em torno de 500oC e o epidoto, vesuvianita e scheelita numa paragênese entre 270oC e 380oC.

CONTROLE TECTÔNICO DO METAMORFISMO

Placas Tectônicas

EVOLUÇÃO GEODINÂMICA

Regimes metamórficos

A "Equação" Fundamental da Geotectônica: a interação de placas, principais processos e termos da evolução tectônica global

Tipos de limites de Tipos de limites de Placa:Placa:

DivergenteDivergente

TransformanteTransformante

ConvergenteConvergente

É um período de deformação geológica intensa caracterizada por dobramentos e falhamentos de amplas regiões, sendo em geral acompanhada de vulcanismo, plutonismo e metamorfismo regional.

OROGÊNESE

As regiões sujeitas a estes processos são chamadas de faixas ou cinturões orogênicos ou orogenéticos, faixas móveis ou orógenos.

METAMORFISMO E TECTÔNICA DE PLACAS Movimentos de placas criam calor, pressão e fluidos quentes circulantes

que produzem muito das rochas metamórficas da Terra. A maioria do conhecimento presente do metamorfismo parece se

conformar bem com a dinâmica da Terra proposta pela teoria da tectônica de placas.

Neste modelo, a construção de montanhas e metamorfismo associado ocorrem ao longo de zonas convergentes onde placas da litosfera estão se movendo uma de encontro a outra ou outras.

É nessas localizações que forças compressivas comprimem e geralmente deformam as bordas das placas convergentes e os sedimentos que se acumularam ao longo das margens dos continentes.

Os sedimentos carregados pela placa em subducção são misturados com fragmentos vulcânicos do assoalho oceânico. Este material, em parte retido, na zona de subducção recebe o nome de melange (do francês mistura).

O modelo de tectônica de placas também considera a atividade ígnea associada com a construção de montanhas. Nas zonas convergentes, material é empurrado a profundidades onde as temperaturas e pressões são altas.

A fusão eventual de algum material subductado cria magma que migra para cima para cristalizar no núcleo de massas montanhosas.

Existe mais de um tipo de ambiente metamórfico ao longo dos limites convergentes.

Próximo as fossas oceânicas, placa de litosfera fria estão sendo subductadas a grandes profundidades. A medida que a litosfera e sedimentos associados descem, a pressão aumenta mais rapidamente do que a temperatura.

Isto acontece porque a rocha não é boa condutora de calor; assim, o aquecimento da placa fria e espessa ocorre lentamente.

A rocha formada neste ambiente de pressão alta em relação a temperatura échamada xisto azul, em função da presença do anfibólio azul (glaucofano) que se forma sob essas condições.

A cadeia de montanhas da costa da Califórnia fazia parte de uma zona de subducção deste tipo. Aqui rochas altamente deformadas em grandes profundidades foram alçadas como resultado de uma mudança de movimentação no limite das placas.

Em zonas afastadas da fossa em direção ao continente, o ambiente metamórfico consiste em temperaturas altas em relação às pressões.

TIPOS DE METAMORFISMO SEGUNDO A POSIÇÃO NAS PLACASLITOSFÉRICAS (Manto Superior + Crosta Oceânica + Crosta Continental).

Metamorfismo Regional - Ambiente DistensivoMargens Construtivas (Dorsais):.

Extensão oceânica em cadeias meso-oceânicas: a convecção leva o calor para níveis crustaismuito rasos, onde se forma a crosta oceânica com cerca de 7 km de espessura.A circulação hidrotermal associada produz metamorfismo de baixa pressão. Facies zeolitaaté xistos verdes ou anfibolito.Circulação de água sobre pilhas de rochas vulcânicas até 2 Km de profundidade causando recristalização (metamorfismo hidrotermal), produzindo serpentinização

Margens Passivas: Temperatura baixa a média (250 a 400oC), com metamorfismo de soterramento. Acumulação de sedimentos sem intervenção de grande atividade vulcânica ou tectônica. Metamorfismo incipiente (pumpeleíta-prenhita) até o nível da facies Zeolita Inferior.

METAMORFISMO EM AMBIENTE COMPRESSIVO

ZONA DE SUBDUCÇÃO

Zona Met de Soterramento

Zona Met de Xisto Azul e Eclogítico

Zona Met RegionalZona Onde inicia a fusão fracionada úmidaZona onde magmas graníticos prova metamorfismo de contato

Metamorfismo Regional - Ambiente CompressivoZonas de Subducção: Pressão alta e temperatura baixa próximo à superfície. Metamorfismo desde a facies Zeolita até a facies Glaucofano - Jadeíta (Facies xistos azuis <400 oC). Em regiões de magma ascendente em conjunto com baixa pressão em níveis rasos, ocorrem xistos verdes.Existe uma zona de alta temperatura e alta pressão acima da placa subductada onde se formam rochas das facies anfibolito, granulito e eclogito.O metamorfismo é assim melhor desenvolvido nas raízes profundas de cinturões de montanhas dobradas, onde fusão parcial pode ocorrer, contribuindo com magmas que provocam intrusões em níveis superiores que elevam a temperatura, provocando metamorfismo de contato.

Zona de Colisão de Placas: Desde a faciescianita - silimanita (Facies xistos verdes) até afacies anfibolito.Resulta de espessamento crustal devido a colisão e soterramento tectônico. Em alguns casos encontram-se terrenos com facies xistos verdes inferior. Portanto, nessas zonas ocorrem terrenos com transformações diagenéticas, em áreas afastadas, até alto grau. As pressões dirigidas tornam-se mais importantes que as confinantes, provocando o aparecimento de rochas metamórficas foliadas. Em grandes profundidades surgem rochas metamórficas granulares não foliadas, como é o caso do granulito.Como as zonas de subducção e de colisão dispõem-se paralelamente, essas duas zonas sãochamadas zonas metamórficas emparelhadas (paired metamorphic zone). Repetição do processo de construção de montanhas associado ao magmatismo e metamorfismo causa o crescimento da crosta continental no planeta.

Bacias Marginais/Bacias de Retroarco: Pressão baixa a média e temperatura alta. Metamorfismo varia desde a facies Zeolita, através da facies Pumpelita-Prehnitaaté a facies xisto verde inferior. Depende do grau de distensão, desenvolvimento de crosta oceânica e extensão do vulcanismo

TIPOS DE METAMORFISMO SEGUNDO A POSIÇÃO NAS PLACAS LITOSFÉRICAS LIMITES CONVERGENTES E DISTENSIVOS ASSOCIADOS.

Crosta OceânicaCrosta Oceânica

Relação entre metamorfismo e tectônica

Os vários regimes de tectônica de placas que ocorrem na Terra fazem com que as rochas sejam submetidas a pressões e temperaturas muito distintas.

Isto leva á formação de muitas associações de minerais metamórficos e, conseqüentemente, muitos tipos de rochas metamórficas.

Os crátons são relativamente “frios”, com gradientes térmicos de aproximadamente 20 K/km.

Crátons




ARCO MAGMÁTICO

Arcos magmáticos (vermelho-laranja) são locais onde o calor élevado para níveis crustais rasos, produzindo metamorfismo de alta T e baixa pressão.

Arcos magmáticos




ARCO MAGMÁTICO

Extensão crustal: a extensão crustal por meio de falhas normais leva o calor para níveis crustais rasos, seguido por resfriamento em gradiente termal normal.

Zonas de subducção: subducção rápida leva o material frio para o manto, produzindo metamorfismo de alta P e baixa T.

Colisões continente-continente: espessamento crustal rápido produz pressões e temperaturas moderadas, seguidas por resfriamento.

Soleiras ofiolíticas: são zonas de empurrão abaixo da litosfera oceânica muito quente, colocadas sobre margens continentais passivas. Em contraste com outras zonas de metamorfismo de baixa P e T , formam-se gradientes metamórficos invertidos, devido á rápida taxa de colocação, em comparação com a taxa na qual o calor extremo é dissipado por condução.

S1 = Fácies Xisto verde.

S2 = Fácies granulito.

S3 = Fácies Anfibolito

RESUMO

METAMORFISMO E TECTÔNICA DE PLACAS Movimentos de placas criam calor, pressão e fluidos quentes circulantes que

produzem muito das rochas metamórficas da Terra. A maioria do conhecimento presente do metamorfismo parece se conformar

bem com a dinâmica da Terra proposta pela teoria da tectônica de placas. Neste modelo, a construção de montanhas e metamorfismo associado ocorrem

ao longo de zonas convergentes onde placas da litosfera estão se movendo uma de encontro a outra ou outras.

É nessas localizações que forças compressivas espremem e geralmente deformam as bordas das placas convergentes e os sedimentos que se acumularam ao longo das margens dos continentes.

Os sedimentos carregados pela placa em subducção são misturados com fragmentos vulcânicos do assoalho oceânico. Este material, em parte retido, na zona de subducção recebe o nome de melange (do francês mistura).

O modelo de tectônica de placas também considera a atividade ígnea associada com a construção de montanhas.

Nas zonas convergentes, o material é empurrado a profundidades onde as temperaturas e pressões são altas o suficiente para provocar fusão.

A fusão eventual de algum material subductado cria magma que migra para cima para cristalizar no núcleo de massas montanhosas.

Existe mais de um tipo de ambiente metamórfico ao longo dos limites convergentes.

Próximo as fossas oceânicas, placa de litosfera fria estão sendo subductadas a grandes profundidades.

A medida que a litosfera e sedimentos associados descem, a pressão aumenta mais rapidamente do que a temperatura.

Isto acontece porque a rocha é má condutora de calor; assim, o aquecimento da placa fria e espessa ocorre lentamente.

A rocha formada neste ambiente de pressão alta em relação a temperatura échamada xisto azul, em função da presença do anfibólio azul glaucofano que se forma sob essas condições.

A cadeia de montanhas da costa da Califórnia uma vez fazia parte de uma zona de subducção deste tipo. Aqui rochas altamente deformadas que uma vez foram soterradas em grandes profundidade, depois foram soerguidas como resultado de uma mudança de movimentação no limite das placas.

Em zonas afastadas da fossa em direção ao continente, o ambiente metamórfico consiste em temperaturas altas em relação às pressões.

Aqui a introdução de rocha fundida vinda de baixo altera as rochas existentes no ambiente caracterizado por pressões baixas a moderadas.

A Sierra Nevada, que consiste de intrusões ígneas e rochas metamórficas associadas, exemplifica este tipo de ambiente.

Aparentemente, a maioria do material deformado encontrado adjacente às fossas oceânicas consiste de dois cinturões lineares distintos de rochas metamórficas.

Mais próximo à fossa nós encontramos um regime metamórfico com pressão alta e temperatura baixa semelhante ao da cadeia de montanhas da Costa da Califórnia.

Mais para o interior, na região de introdução de plutões, o metamorfismo é dominado por temperaturas altas e pressões baixas a moderadas; quer dizer, ambientes semelhantes aos que geraram o Batólito Sierra Nevada.

Entre estas duas áreas, as rochas são essencialmente inalteradas por metamorfismo. Na raiz das montanhas onde pressões e temperaturas são altas, formam-se as rochas metamórficas de alto grau.

Existem grandes quantidades de rochas metamórficas no interior estável dos continentes. Estas extensões relativamente planas de rochas metamórficas e plutões ígneos são chamadas escudos.

O Escudo Canadense, tem expressão topográfica muito pequena e rochas ígneas e metamórficas formam grande parte do Canadá central, estendendo-se da Baía de Hudsonaté o Minnesota do Norte.

Datações radiométricas das rochas do Escudo Canadense, Escudo Brasileiro e outros escudos, indicam que elas estão entre as rochas mais antiga da Terra.

Devido a sua antigüidade e desde que suas estruturas rochosas são semelhantes àquelas encontradas no núcleo central das montanhas existentes, é acreditado que elas são remanescentes de muitos períodos anteriores de construção de montanhas.

Se este conceito for correto, indica que a terra foi um planeta dinâmico ao longo de sua história, aumentando paulatinamente sua crosta continental.

Nas dorsais e margens passivas também ocorre metamorfismo hidrotermal e de soterramento.

TIPOS DE METAMORFISMO SEGUNDO A POSIÇÃO NAS PLACAS LITOSFÉRICAS. Metamorfismo Regional - Ambiente Distensivo Margens Construtivas (Dorsais):

Baixa pressão. Facies zeolita até xistos verdes ou anfibolito. Circulação de água sobre pilhas de rochas vulcânicas até 2 Km de profundidade causando

recristalização (metamorfismo hidrotermal), produzindo serpentinização. Bacias Marginais/Bacias de Retroarco: Pressão baixa a média e temperatura alta.

Metamorfismo varia desde a facies Zeolita, através da facies Prehnita - pumpelita até a facies xisto verde inferior. Depende do grau de distensão, desenvolvimento de crosta oceânica e extensão do vulcanismo.

Margens Passivas: Temperatura baixa a média (250 a 400 oC), com metamorfismo de soterramento. Acumulação de sedimentos sem intervenção de grande atividade vulcânica ou tectônica. Metamorfismo desde fim da diagênese até o nível da facies Zeolita Inferior.

Metamorfismo Regional - Ambiente Compressivo Zonas de Subducção: Pressão alta e temperatura baixa próximo à superfície. Metamorfismo desde a facies Zeolita até a facies Glaucofano - Jadeíta (Facies xistos azuis <400 oC).

Em regiões de magma ascendente em conjunto com baixa pressão em níveis rasos, ocorrem xistos verdes.

Existe uma zona de alta temperatura e alta pressão acima da placa subductada onde se formam rochas das facies anfibolito, granulito e eclogito.

O metamorfismo é assim melhor desenvolvido nas raízes profundas de cinturões de montanhas dobradas, onde fusão parcial pode ocorrer, contribuindo com magmas que provocam intrusões em níveis superiores que elevam a temperatura, provocando metamorfismo de contato.

Zona de Colisão de Placas: Desde a facies cianita - silimanita (Faciesxistos verdes) até a facies anfibolito.

Resulta de espessamento crustal devido a colisão e soterramento tectônico.

Em alguns casos encontram-se terrenos com facies xistos verdes inferior. Portanto, nessas zonas ocorrem terrenos com transformações diagenéticas, em áreas afastadas, até alto grau.

As pressões dirigidas tornam-se mais importantes que as confinantes, provocando o aparecimento de rochas metamórficas foliadas.

Em grandes profundidades surgem rochas metamórficas granulares não foliadas, como é o caso do granulito.

Como as zonas de subducção e de colisão dispõem-se paralelamente, essas duas zonas são chamadas zonas metamórficas emparelhadas (paired metamorphic zone).

Repetição do processo de construção de montanhas associado ao magmatismo e metamorfismo causa o crescimento da crosta continental no planeta.

metamorfismo de rochas carbonáticas e calciossilicáticas...

Documents