Tipos de Metamorfismo

O metamorfismo pode ser classificado de acordo com o agente ou os agentes principais de metamorfismo, área de abrangência e ambiente geotectônico, surgindo as seguintes denominações: dinamotermal, regional ou orogenético; termal, de contato ou local; dinâmico ou cataclástico; burial, de carga ou de soterramento; hidrotermal; de fundo oceânico; e de impacto.

Metamorfismo Regional, Dinamotermal ou Orogenético

É caracterizado pela atuação equilibrada da temperatura, pressão litostática, pressão dirigida e tempo, daí a razão do termo dinamotermal. Pelo fato de atingir grandes áreas recebe a denominação de regional, e pelo fato de estar ligado a colisões de placas e formação de cadeias de montanha, também é chamado orogenético. O aquecimento não é devido à colocação de corpos magmáticos, embora estes possam estar presentes, contribuindo para a elevação da temperatura. Este tipo de metamorfismo sempre é acompanhado por deformação e dobramento, uma vez que se associa ao encontro de placas (colisões) que geram cadeias de montanhas. Desta forma, normalmente as rochas geradas possuem orientação planar (fabric planar representado por xistosidade ou clivagem) ou linear (lineação de estiramento, mineral ou de intersecção).De acordo com o ambiente tectônico (zona de subducção, região de arco magmático, região entre um arco magmático e uma zona de subducção, região entre o arco magmático e o continente ou de bacia back arc), ocorrem diferentes tipos de metamorfismo, sendo o de maior pressão na zona de subducção e o de menor regime bárico (maior grau geotérmico) na região do arco magmático e da bacia back arc. Desta forma, são gerados os cinturões metamórficos de alta e baixa pressão e os diferentes tipos báricos de metamorfismo, dando origem ao conceito de séries faciais.

Metamorfismo Burial, de Carga ou Soterramento

Constitui uma forma de metamorfismo regional que aparece quando sequências sedimentares ou vulcanos-sedimentares atingem grandes espessuras. Com a subsidência da bacia, geram-se condições, na base da sequência, para o aparecimento de temperatura e pressão suficientes para a geração de metamorfismo de baixo grau, mesmo sem a atuação de deformação e dobramentos típicos do metamorfismo regional. A elevação do grau geotérmico, um dos fatores de metamorfismo nestas bacias, pode ser acentuada com a colocação de corpos magmáticos intrusivos. O produto deste metamorfismo são rochas com estruturas planares ou não, normalmente sem lineação presente, a não ser a orientação de clastos pela ação dos agentes de transporte sedimentar. As estruturas planares resultam da compactação do material e pode ser consideravelmente acentuada pelo crescimento mimético dos filossilicatos durante o metamorfismo.

Metamorfismo Termal, de Contato ou Local

É caracterizado pelo predomínio do agente de metamorfismo temperatura, causado pela colocação de um corpo magmático (temperaturas superiores a 700ºC) em ambientes relativamente rasos com temperaturas bem mais baixas que as do corpo magmático, resultando no aquecimento zonal ao redor da intrusão. Este tipo, por formar uma auréola ao redor do contato do corpo intrusivo, recebe a denominação “metamorfismo de contato”, e por atingir pequenas áreas (de decímetros a alguns quilômetros) recebe a denominação de local.Quando ocorrem muitas intrusões, por exemplo em regiões de arco magmático ou bacias back arc, fazendo com que o efeito de uma auréola se confunda com a outra e que o grau geotérmico da região se eleve anormalmente, com a área aquecida pelas intrusões atingindo dimensões quilométricas, o metamorfismo pode ser denominado de termal regional ou de contato regional. As auréolas de metamorfismo de contato típico não apresentam deformação durante a geração de novas fases cristalinas, recristalização ou crescimento dos minerais durante a ação termal (metamorfismo) para a formação das rochas típicas, denominadas de hornfels, Buchitos e escarnitos. 

Contudo, estas rochas podem reter, e até mesmo realçar, por mimetismo, os vestígios de estruturas planares pretéritas. Estas estruturas podem ser aquelas geradas pelo processo sedimentar ou, principalmente, nos estágios iniciais do metamorfismo regional, uma vez que o corpo magmático responsável pelo metamorfismo de contato pode resultar do mesmo evento tectono-metamórfico, por fusão em regiões mais profundas, raiz da cadeia de montanha ou zona de subducção. Desta forma, se a colocação do corpo magmático ocorreu de forma sin-cinemática, o hornfels poderá também apresentar deformação similares ao que está ocorrendo na região, na época da colocação do corpo intrusivo. 

Os produtos de metamorfismo de contato são bastante variados, os mais comuns aparecem ao redor de plútons de composição granítica colocados na crosta intermediária e superior, sendo que nas regiões mais profundas formam auréolas mais espessas, podendo atingir alguns quilômetros de espessura. 

As auréolas associadas aos corpos mais raros são pouco expressivas, podendo não atingir mais que alguns metros, uma vez que estas apenas são geradas se não houver condições dos fluidos se movimentarem com facilidade (maciços porosos normalmente não apresentam metamorfismo de contato). Rochas vulcânicas e hipoabissais de colocação rasa apenas geram efeito de contato quando englobam as encaixantes, ou quando as encaixante são relativamente impermeáveis (argilitos, lamitos, folhelhos, calcários, etc.), e este raramente ultrapassa uma dezena de metros.Uma das características deste tipo de metamorfismo é sua zonação concêntrica ao redor do corpo intrusivo, que pode ser bastante irregular, na dependência dos tipos petrográficos (refratariedade, porosidade e reatividade) e estruturação dos mesmos (fraturamento, estratificação, xistosidade, etc.).

Metamorfismo Dinâmico ou Cataclástico

Este tipo de metamorfismo é usualmente de ocorrência mais local que o metamorfismo de contato, e ocorre ao longo de planos de falhas ou zonas de cisalhamento, como resultado da intensa deformação das rochas dispostas na zona de movimento. Nessas zonas, quando muito próximo da superfície, ocorre apenas brechação, fragmentação e, às vezes, a geração de fusão local resultante de intenso calor gerado pelo atrito e rapidíssimo resfriamento (pseudotaquilito), podendo ainda pela ascensão de fluidos quentes (hidrotermais) gerar silicificação ou argilização. Em locais mais profundos, com temperaturas confinantes e pressões compatíveis com ambientes metamórficos ocorrem, em associação com o ativo mecanismo de cominuição, os processos de recristalização e de neomineralização de fases hidratadas ou não, catalisadas, além da temperatura e pressão, pela passagem de fluidos pela zona de deformação e pela deformação do retículo dos minerais. 

Este tipo de metamorfismo não é responsável pela geração de minerais típicos, como colocado no passado por vários pesquisadores. Se aparecem minerais diferentes dos encontrados fora da zona deformada, estes resultam de modificações químicas geradas pela passagem de fluidos e/ou pelo fato de apenas nesta zona ter ocorrido catalisadores (deformação e/ou fluidos) para a geração das novas fases minerais.Como produtos típicos desse tipo de metamorfismo têm-se: cataclasitos, utracataclasitos, milonitos, ultramilonitos, filonitos e blastomilonitos. 

Os dois primeiros não são foliados e se diferem do segundo pelo grau maior de moagem. Os outros tipos são foliados, os dois primeiros caracterizados pela granulação fina e cominuição mais efetiva no ultramilonito; o filonito é caracterizado pela intensa neomineralização de filossilicatos finos, gerando aspecto de filito, daí o nome; e o último por apresentar granulação maior em função de maior crescimento do produto da cominuição, em função da maior profundidade (condições de metamorfismo compatíveis com xisto verde alto a granulito).

Metamorfismo Hidrotermal

Este tipo de metamorfismo, também de ocorrência localizada, envolve mudanças químicas (metassomatismo) que, normalmente, são possibilitadas pela circulação de água quente através do maciço por fissuras ou fraturas. Este tipo de metamorfismo está frequentemente, associado com atividades ígneas, pelo fato destas gerarem gradiente de temperatura e, às vezes, também deformação, para o movimento de convecção dos fluídos. Todavia, cabe ressaltar que apenas o grau geotérmico, associado com deformação (falhas, zonas de falhas ou de cisalhamento direcional ou tangencial, ou mesmo fraturas) pode propiciar e direcionar a circulação de fluidos aquosos quentes. Este é um importante processo no campo geotérmico e é responsável pela formação de muitos depósitos de importância econômica, tal como os de cobre porfirítico, entre muitos outros. Este tipo de metamorfismo também é de fundamental importância na crosta oceânica, em especial na cadeia meso-oceânica.

Metamorfismo de Fundo Oceânico

Este tipo ocorre principalmente ao longo da dorsal meso-oceânica, das zonas de falhas transformantes e outras descontinuidades existentes no substrato oceânico. Nas porções basais da placa oceânica, no contato com o manto, devem ocorrer reações em estado sólido, em condições de temperatura alta (superior a 700ºC), possivelmente com pressão de fluidos (compostos basicamente por CO₂) e deformação resultante de movimentos relativos entre manto e crosta. Este ambiente pode propiciar recristalização, reequilíbrio e crescimento dos minerais, especialmente de piroxênios e olivina, que aparentam ser a fase dominante neste nível da crosta oceânica e topo do manto. Na dorsal meso-oceânica ocorre metamorfismo de contato pela colocação de magma básico a intermediário; hidrotermalismo e transformações metassomáticas associadas à desgaseificação das rochas intrusivas e do manto; bem como a circulação de fluidos envolvendo água oceânica, através das fraturas distensivas, características desse domínio. Esses processos nas porções mais superficiais geram serpentinização e espilitização, e nas porções mais profundas geram anfibólios e filossilicatos às custas de olivina, piroxênios e plagioclásio. Nas falhas transformantes, um dos fatores de importância no metamorfismo é a pressão dirigida, responsável pela cominuição, estruturação (foliação milonítica e bandamento) e catálise de reações juntamente com a temperatura, pressão de fluidos e pressão litostática. Nessas porções pode ocorrer a formação de milonitos à base de olivina e piroxênio, anfibólios xistos ou milonitos à base de anfibólio de alta temperatura, e formação de serpentinitos foliados ou não.

Metamorfismo de Impacto

Este tipo não apresenta relação com os outros tipos e é produzido pelo impacto de meteoritos de grande porte, com velocidades altas, na superfície dos planetas. Em alguns corpos (planetas e satélites) do sistema solar, a exemplo de Mercúrio e da Lua, o metamorfismo de impacto talvez seja o principal processo metamórfico, porém em nosso planeta é de ocorrência muito restrita, pelo menos nos dias atuais. Pode ter tido grande importância no Arqueano, embora a preservação de registros ou evidências desse tipo de metamorfismo nesta época é extremamente rara, em função dos diferentes ciclos geotectônicos superpostos e da erosão.

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Metamorfismo e a tectônica de placas

Quanto à tectônica de placas, o metamorfismo pode ser subdividido em:

• Metamorfismo no interior de placa: contato, burial ou carga, impacto, e possivelmente metamorfismo regional de fácies granulito na base da crosta (crosta inferior), catalisado pelo stress decorrente de convecção do manto e movimento da placa;
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• Metamorfismo nas margens de placas divergentes: regional de fundo oceânico, contato e hidrotermal;
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• Metamorfismo em margens transformantes: metamorfismo dinâmico ou cataclástico, hidrotermal e às vezes também de contato;
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• Metamorfismo em margens convergentes: orogenético de alta a baixa pressão (cinturões pares), contato, contato regional na região de arco vulcânico continental, dinâmico e hidrotermal.

Parque Estadual Vila Velha

Arenitos

Os monumentos geológicos encontrados em Vila Velha são constituídos por uma rocha denominada arenito, o Arenito Vila Velha, formado pela compactação e endurecimento de camadas sucessivas de areia, pertencentes à unidade geológica denominada Grupo Itararé. A formação destes arenitos remonta há 300 milhões de anos no Período Carbonífero, quando a América do Sul ainda estava ligada à África, à Antártida, à Oceania e à Índia, formando um grande continente chamado de Gondwana. Nesta época, a região onde se localiza Vila Velha estava mais próxima ao Polo Sul e a temperatura média na Terra era muito baixa, período que corresponde a uma das grandes eras glaciais do passado terrestre denominada glaciação gondwânica permo-carbonífera.

Carbonífero Superior / Permiano - 306 milhões de anos Época de deposição das areias que formaram o Arenito Vila Velha. Esta região estava muito próxima ao Polo Sul, sendo recoberta por enormes massas de gelo, como hoje ocorrem na Antártida.

Hoje Posição atual dos continentes com a distribuição das evidências geológicas da existência de geleiras a 300 milhões de anos. As setas indicam a direção de movimentação das geleiras.

 

Nesta sequência de fotos pode-se observar a evolução das formas, principalmente pela ação da água:

O modelamento do Arenito Vila Velha, na forma de erosão atual, é algo muito recente. Ao longo dos 300 milhões de anos de existência destas rochas, aconteceram eventos geológicos que as soterraram sob outras sequências mais jovens. Movimentos tectônicos terrestres, aliados à erosão, o colocaram novamente à superfície. Os processos de erosão que esculpiram o Arenito Vila Velha, principalmente o das águas pluviais, aconteceram no Período Quarternário, ou seja, nos últimos 1,8 milhão de anos. A característica marcante do arenito de Vila Velha é a presença do relevo em forma de ruínas (relevo ruiniforme), marcado pela rica associação de formas incluindo caneluras, cones de dissolução, topos pontiagudos, torres e pilares, que originam esculturas naturais singulares, das quais a Taça é a mais conhecida, hoje símbolo da região, em especial do Parque. As formas dessas esculturas naturais derivam da ação das águas pluviais, da ação da energia solar, das mudanças e alterações de temperatura e da atividade orgânica sobre as rochas. Esta ação erosiva desenvolve-se através de descontinuidades e de zonas de fraqueza naturais da rocha, tais como: fraturas e falhas, estruturas sedimentares, textura e cimentação diferenciadas, cuja interação permite a formação destes maravilhosos monumentos.

   

Formação dos arenitos A origem das areias, que posteriormente formaram o Arenito Vila Velha, remonta ao Período Carbonífero, 300 milhões de anos atrás. A paisagem era muito diferente da atual, dominada pela presença de geleiras, rios e lagos glaciais, compondo um ambiente denominado de flúvio-glacial. As geleiras, ao se movimentarem para áreas mais baixas do terreno durante a sua fase de avanço, agregavam em sua massa sedimentos e fragmentos rochosos que encontravam pelo caminho. Durante a fase de recuo, devido ao derretimento do gelo, este material que se encontrava no corpo das geleiras era abandonado, formando depósitos sedimentares denominados de morenas. Rios e enxurradas, originados pelo próprio derretimento do gelo, lavaram estes sedimentos transportando e depositando as areias que formaram o Arenito Vila Velha em lagos glaciais. Na região do Parque, estes sedimentos são predominantemente arenosos. Em vários locais dos Campos Gerais é possível ver as marcas destas geleiras no substrato rochoso, denominadas de estrias glaciais. Um bom exemplo destas estrias pode ser visto na Colônia Witmarsum, a caminho de Curitiba, em um sítio geológico ali existente.

 

Furnas

Dentre as grandes atrações do Parque Estadual de Vila Velha estão as furnas, que são na realidade poços de desabamento, depressões semelhantes a crateras, de formato circular e paredes verticais. As furnas não se situam na mesma unidade geológica dos arenitos avermelhados, o Arenito Vila Velha, mas sim em uma unidade geológica que está abaixo do Arenito Vila Velha, representada pelos arenitos esbranquiçados da Formação Furnas. Ver abaixo o mapa geológico do parque. As furnas ocorrem na região dos Campos Gerais do Paraná, sendo conhecidas pelo menos 14 delas. No Parque Estadual de Vila Velha aparecem seis furnas, estando duas em estágio terminal: a Lagoa Dourada e a Lagoa Tarumã. São consideradas assim pelo fato de estarem quase que totalmente preenchidas de sedimentos. Com exceção da furna 3, de fundo seco, todas as demais estão interconectadas pelo atual nível de água subterrânea, em torno da cota de 788 m, revelando que existe ampla circulação subterrânea de água entre as furnas e a Lagoa Dourada, através de fraturas e descontinuidades existentes no arenito.

As furnas se formam pela ação da circulação das águas superficiais que, acidificadas pela presença de matéria orgânica, vão lentamente destruindo a ligação entre os grãos que mantém a rocha coesa, propiciando a remoção mecânica dos constituintes do arenito. Este processo é acelerado nas partes mais fraturadas do arenito, principalmente nas intersecções de falhas e fraturas, pontos em que a rocha vai sendo lentamente desagregada, possibilitando que seus constituintes sejam transportados pela drenagem subterrânea, formando os poços de desabamento.

  

 

Sedimentos Quaternários São os sedimentos argilo-arenosos com quantidades menores de cascalhos depositados nas planícies aluviais dos rios Guabiroba e Quebra Perna e seus afluentes.

 

Diques de Diabásio Ocorrem dois diques de diabásio de direção noroeste - sudeste na área do Parque Estadual de Vila Velha. Há 130 milhões de anos, na Era Mesozoica, durante a quebra do continente Gondwana e a formação do Oceano Atlântico Sul, esta região sofreu um forte abaulamento (Arco de Ponta Grossa), originando fraturas profundas de direção noroeste-sudeste, por onde ascenderam enormes quantidades de magma basáltico. Os diques são a consolidação deste magma dentro das fraturas.

 

Arenito Vila Velha Unidade de topo do Grupo Itararé no Parque Estadual de Vila Velha e seu principal atrativo. Veja a descrição em detalhes no quadro "Arenitos".

   

Grupo Itararé Indiferenciado Trata-se da unidade basal do Grupo Itararé no Parque e é de natureza muito variada, reflexo dos muitos subambientes do ambiente glacial. Ocorrem diamictitos, argilitos, folhelhos e arenitos.

 

Formação Ponta Grossa Esta formação tem idades entre 400 e 375 milhões de anos dentro do Período Devoniano. É composta por folhelhos e argilitos escuros fossilíferos de origem marinha. Esta formação é famosa por seus fósseis, tipicamente marinhos, incluindo gastrópodes, trilobites, braquiópodes, crinoides, constituindo a denominada fauna da "Província Malvinocráfica." Belas exposições desta unidade podem ser vistas na Fazenda Rivadávia, próxima ao Parque.

 

Formação Furnas A Formação Furnas, com idade de 400 milhões de anos, início do Período Devoniano, é constituída por arenitos médios a grossos, com níveis conglomeráticos restritos, caulínicos (argilas brancas), o que lhes confere a coloração clara. Apresenta marcantes estruturas sedimentares, principalmente estratificações plano-paralelas e cruzadas planares. O ambiente de sedimentação da Formação Furnas é considerado como uma interação marinho / fluvial.