3.1 INTRODUÇÃO
Neste capítulo, serão apresentados os aspectos macroestruturais e microestruturais que habitualmente são utilizados no estudo estrutural de rochas graníticas, e serão descritas as estruturas observadas nos granitóides estudados.
3.2 MACROESTRUTURAS
A análise macroscópica envolve todos os elementos estruturais observáveis a olho nu, abarcando uma grande variedade de escalas. Estes elementos podem incluir desde a forma dos cristais e a sua distribuição na rocha, até heterogeneidades a nível do afloramento, tais como a presença de encraves, filões, diaclases e contactos entre fácies diferentes.
3.2.1 Estruturas de fluxo magmático
Num maciço granítico, podem ser observados nos afloramentos, estruturas planares ou lineares, marcadoras do fluxo magmático.
Os aspectos identificadores destas estruturas são a distribuição de minerais segundo uma disposição planar ou linear.
Distinguem-se dois tipos de estruturas de fluxo magmático:
-foliação magmática: define-se como a orientação estatística planar de minerais de hábito tabular ou lamelar.
- lineação magmática: define-se no plano da foliação magmática pela disposição linear de minerais aciculares ou prismáticos ou pela disposição em eixo de zona de minerais planares.
A escala do afloramento, uma foliação magmática ou uma lineação magmática, é facilmente observável se os cristais individuais forem bem visíveis, quer pelo seu tamanho (megacristais de feldspato por exemplo), quer pela sua cor (biotite por exemplo) ou quer pela sua forma (hábitos acicular ou lamelar, por exemplo).
As foliações e as lineações magmáticas observáveis à escala do afloramento, correspondem a uma expressão macroscópica do "fabric" microscópico, como veremos mais adiante.
As estruturas tipo "scklieren" são também marcadores de fluxo, formadas pela distribuição planar de lamelas de biotite. Muitas vezes marcam distintamente a foliação magmática.
As estruturas de fluxo representam a organização imposta pelo processo de fluxo que ocorreu durante a instalação. Assim, o que é observado no afloramento, representa a intersecção na superfície topográfica do "fabric" estrutural, que por sua vez reflecte a estrutura do maciço granítico em profundidade. A identificação e o registo destas estruturas a partir do máximo possível de afloramentos revela a estrutura tridimensional de cada unidade petrográfica e permite a reconstituição do processo de instalação (Marre 1986).
No maciço de VPA, são dificilmente observáveis à vista desarmada, estruturas de fluxo magmático.
No entanto, nalguns locais foi possível a observação de uma foliação magmática insípida. Nomeadamente, a sul do maciço na fácies do GVPA, foi observada uma foliação subvertical devida à orientação planar dos megacristais de feldspato e ocasionalmente de lamelas de biotite. Esta foliação apresentava uma direcção variável, mas paralelizável com os contactos a sul do maciço.
Nas fácies do GPS e do GVPA, foram observadas estruturas magmáticas de biotite do tipo "schlieren" (Estampa I, fotografia 1).
Nos granitos de duas micas, a presença de estruturas de fluxo, nomeadamente de foliações magmáticas é frequente. Assim no granito de Serapicos, foi medida uma foliação magmática bem visível de atitude N120°,60°S. No granito da Gralheira mediram-se foliações magmáticas, devidas à orientação planar de lamelas de micas, cuja direcção variava entre N120° a N170° e com pendor subvertical. Foi também Estruturação de rochas graníticas
medida uma lineação marcada pelo alinhamento de cristais filitosos com direcção N140°. No granito do Minheu e Lagoa observaram-se foliações subverticais resultantes da distribuição planar dos feldspatos, de direcção variável entre N120° a N130°. De referir, no entanto, que nos granitos de duas micas as estruturas medidas poderão não ser somente devidas a um estado meramente magmático, mas já indicarem uma deformação sofrida num estado pós-magmático.
3.2.2 Diaclases
As diaclases são estruturas planares não penetrativas, pois ocorrem segundo superfícies discretas e separadas, e que resultam de um comportamento frágil ou semi-frágil.
As diaclases resultam da fractura de material já completamente cristalizado e "in situ", não havendo portanto conexão directa entre a sua formação e o processo de instalação.
Contudo outros tipos de diaclases existem, que resultam da fracturação da parte superior mais ou menos consolidada do corpo ígneo, em resultados de movimentos da massa ainda fluída, e ainda, da sua expansão ou retracção (Sodré Borges 1984 ). Tais fracturas são frequentemente preenchidas por aplitos ou exibem estrias de deslizamento. Como tal, não devem ser consideradas como verdadeiras diaclases, mas serão designadas como "diaclases" primárias.
Nos maciços graníticos podem ser observadas diferentes tipos de "diaclases" primárias:
• Diaclases cruzadas • Diaclases diagonais
• Diaclases sub-horizontais • Diaclases longitudinais
No Quadro 3.1, apresentam-se as características de cada uma delas e a ordem segundo a qual possivelmente se formam.
Quadro 3.1 Descrição dos principais tipos de "diaclases" nas rochas graníticas (segundo Sodré Borges 1984).
Designação Orientação Preenchimento Mecanismo
Diaclases Perpendiculares às ïneaçoes de Preenchidas com estrias Tracção associada ao atrito entre a Cruzadas fluxo magmático de (deslizamento crosta e o magma fluído, e ainda à
possível expansão daintrusão. Diaclases A 45°, ou mais, das ïneaçoes Preenchidas com estrias Por ocate associado às tensões Diagonais de fluxo magmático de deslizamento criadas pelo fluxo: tracção segundo
as linhas de fluxo; compressão penxndiailarrnente.
Diaclases Nas zonas apicais de damos Preenchidas Talvez pertracção, resultante da Sub-horizontais achatados ou noutras formas rctraoçãocla massa interna da
intrusivas achatadas. intrusão devida ao seu arrefecimento.
Diaclases Paralelas às ïneaçoes de fluxo Raramente preenchidas; Portracçãq, devida aos esforços Longitudinais magmático (seguemasua se preenchidas contêm gerados peb arrefecimento, e pela
direcção mas não o mergulho). geralmente minerais extensão lateral, causada pdo estranhes àintrusão. levantamento tectónico.
De referir, que as tensões que originam as "diaclases" primárias poderão subsistir como tensões residuais1 e contribuir posteriormente para a formação de outras
diaclases, quando a massa ígnea já estiver fria. Estas diaclases já serão portanto, "verdadeiras" diaclases e terão uma orientação estreitamente relacionada com as "diaclases" primárias.
No maciço de VPA, a fracturação principal está ligada ao acidente Régua-Verin de direcção NNE-SSW. No entanto, para além deste sistema de fracturas, há outras famílias importantes de diaclases nomeadamente, N-S, E-W, N30°W e N75°E.
1 São tensões que constituem como que uma memorização, por parte das rochas, do estado
tectónico que as deformou tectonicamente (Sodré Borges 1984, Ramsay & Huber 1987).
Estas famílias referidas apresentam uma inclinação subvertical. Esta intensa fracturação é muitas vezes penalizante para as diversas explorações que ocorrem no GPS.
Verifica-se também a existência de diaclases subhorizontais (ver Capítulo 2, Estampa III), paralelas à superfície topográfica, nomeadamente no GPS. As direcções das diaclases são muitas vezes paralelas às foliações magnéticas obtidas a partir da medição da ASM o que pode indicar o seu carácter primário. Sendo isto, particularmente válido, para o diaclasamento sub-horizontal.
O diaclasamento observado parece ser então tipicamente primário, embora a direcção das diaclases subverticais possa ter sido retomada posteriormente, havendo portanto também diaclases secundárias.
As fracturas estão por vezes preenchidas sendo comum a presença de filões quartzosos de direcção N-S a NNE-SSW (Estampa I, fotografia 2).
As zonas de fracturação surgem muitas vezes com rubefacção e estão orientadas com direcções que variam entre N10°W a N20°E.
3.2.3 Contactos
As superfícies que separam fácies petrográficas diferentes num corpo ígneo, são descontinuidades que são também macroestruturas.
Os contactos marcam a fronteira entre materiais magmáticos diferentes que se justapõem como resultado do processo de instalação.
Podem ser considerados dois tipos de contactos: concordantes e discordantes (Marre 1986). Um contacto é concordante ou discordante, se as estruturas de fluxo são paralelas ou não à superfície de contacto, respectivamente. O tipo de contacto observado dá informações acerca da estruturação do maciço. Assim, se num maciço os contactos entre fácies são concordantes com as estruturas de fluxo, podemos considerar que as diferentes fácies tiveram uma instalação sincrónica e que se co-estruturaram num estado magmático.
No maciço de VPA, o contacto entre a fácies do GGS e do GVPA no bordo SW, faz-se por falha de orientação NS a N10°. Já a sul do maciço e no bordo ENE este contacto é gradual, parecendo existir uma fácies de transição.
O contacto entre o GPS e o GVPA faz-se por falha de direcção N20° a N-S no sector E. A sul este contacto faz-se também por falha de direcção N20° (Fig. 2.1). Nos outros sectores o contacto, é sempre gradual, não havendo uma passagem brusca de uma fácies à outra.
O estudo da ASM veio revelar um paralelismo entre os contactos entre as três fácies do maciço de VPA e as foliações magnéticas, o que permite interpretar que estes contactos são concordantes.
3.2.4 Encraves
No que diz respeito às características estruturais, os encraves diferem na forma que podem apresentar (alongados, arredondados ou angulares), na orientação que apresentam relativamente à estruturas de fluxo da rocha granítica e na sua concentração. Estas são as características que, acima de todas, entram num estudo estrutural ligado aos processos de instalação de granitos.
Os encraves podem ter uma forma elipsoidal mais ou menos achatada ou alongada. Geralmente estes não causam deflexão nas estruturas de fluxo, apresentando uma semelhança grande entre o seu elipsóide de forma e o elipsóide que caracteriza a estrutura de fluxo da rocha hospedeira (Marre 1986). Isto é particularmente válido para encraves de origem eruptiva, e sempre que a viscosidade dos encraves e da rocha hospedeira, tenha sido a mesma durante o processo de instalação. Os encraves elipsoidais, aparecem assim como corpos deformados cuja morfologia reflecte o estádio final de deformação do magma.
A presença de encraves é particularmente frequente na fácies de GVPA, onde apresentam uma natureza microgranular tonalítica e granodiorítica (Gomes 1989, Martins 1998). São às vezes alongados, tendo sido medidos os eixos maiores com Estruturação de rochas graníticas
direcções que variavam entre N10° a N30°E e que são, como veremos mais adiante, paralelos à família principal de lineações magnéticas obtida nos estudos de ASM. Nas outras fácies (GPS e GGS) a presença de encraves é rara.
3.3 MlCROESTRUTURAS MAGMÁTICAS A PÓS-MAGMÁTICAS
Numa rocha magmática, em consequência do movimento de minerais, já cristalizados, no seio duma fase fundida geram-se microestruturas. A medida que continua a cristalização progressiva do magma, vai-se produzindo um aumento da viscosidade, que determina comportamentos reológicos diferentes, e consequentemente microestruturas diferentes.
As microestruturas conservadas nos granitóides, são um reflexo do comportamento do magma no momento em que este alcança a cristalização total, ou ainda das deformações sofridas posteriormente. Estas microestruturas devem ser examinadas em detalhe, pois permitem reconstruir os fenómenos cinemáticos crustais ligados à instalação dos corpos ígneos.
Podemos considerar três tipos de microestruturas:
• magmáticas: o "fabric" da rocha, determinado pela orientação dos seus constituintes, adquire-se por fluxo durante a instalação. Estas microestruturas ocorrem se a fracção líquida ("melt") for superior a 20-40. Este intervalo estabelecido por Arzi (1978), designa-se por RCMP, "Rheological critical melt percentage". Assim as microestruturas magmáticas são formadas antes de se atingir o RCMP, enquanto suficiente "melt" está ainda presente para permitir a rotação dos cristais.
• sub-magmáticas: Estas microestruturas ocorrem a partir do limite anterior até à completa cristalização do magma (Guineberteau et ai. 1987; Bouchez et ai. 1992). No estado sub-magmático, os cristais já formados interactuam entre si, aumentando a viscosidade do magma.
• pós-magmáticas: Surgem num estado em que já há a completa cristalização do magma, podendo qualquer deformação posterior produzir novos "fabrics" nos granitóides, mediante mecanismos de deformação plástica nos minerais.
A observação destas microestruturas em lâmina delgada, permite caracterizar a deformação a que o granito foi submetido durante e após a instalação.
3.3.1 Microestruturas magmáticas
Na ausência de uma deformação no estado sólido, isto é, sem deformação notável após a cristalização do magma, consideram-se as microestruturas como sendo de origem magmática (Bouchez et ai. 1981; Blumenfeld & Bouchez 1988).
Estas microestruturas reflectem a orientação estatística dos elementos minerais constituintes da rocha ígnea, adquirida por fluxo do magma, em estado viscoso, antes da cristalização total. Assim as microestruturas magmáticas vão reflectir a estrutura interna do corpo ígneo, resultante da instalação e da interacção do fluxo do corpo ígneo com campo de tensões regional.
Em lâmina delgada, as microestruturas magmáticas, são caracterizadas pela presença de feldspatos perfeitamente cristalizados e sem fracturação, as micas não estão deformadas e os quartzos são bem desenvolvidos e têm rara extinção ondulante.
Num granitóide, a orientação preferencial de forma (OPF) de minerais prismáticos, aciculares e/ou tabulares determina o seu "fabric" magmático. Este "fabric" é função do fluxo magmático. Existem dois marcadores, como já vimos, do fluxo magmático: a foliação magmática (plano de fluxo magmático) e a lineação magmática (direcção de fluxo magmático).
A OPF dos minerais determina assim, três tipos de "fabric" (Fig. 3.1):
- "fabric" magmático planar: a foliação magmática aparece bem definida mas não se define uma lineação;
- "fabric" magmático linear: com lineação bem marcada por disposição em zona dos minerais e por consequência com foliação mal marcada;
- "fabric" plano-linear: com uma foliação e lineação magmáticas bem definidas.
(c)
Fig. 3.1 Blocos esquemáticos mostrando os três tipos de "fabrics" magmáticos; (a) Planar, (b) Linear e (c) Plano-linear.
A forma tabular dos feldspatos e dos filossilicatos faz destes minerais bons marcadores da foliação magmática, enquanto que minerais aciculares e/ou prismáticos como as anfíbolas e turmalinas marcam a lineação magmática. A lineação magmática pode também ser definida pela orientação dos eixos maiores de megacristais de feldspato. Na ausência de marcadores lineares, a disposição segundo eixo de zona de minerais tabulares marcará a lineação magmática (Bouchez et ai. 1990). O eixo de zona consiste no eixo à volta do qual, as maiores faces dos cristais estão estatisticamente dispostas. No caso particular da biotite, embora sendo um bom
marcador planar, a disposição dos seus cristais em eixo de zona, pode marcar também a lineação magmática. No entanto decifrar, no terreno, uma lineação magmática devida à disposição em eixo de zona de cristais de biotite é na maioria das vezes difícil.
Verifica-se que, geralmente, a lineação magmática directamente medida a partir da disposição linear de cristais de anfíbola ou de eixos maiores de feldspatos e o eixo de zona definido pela disposição de cristais de biotite e obtido por medidas realizadas com a platina Universal são paralelos (Fig. 3.2).
biotite plagioclase (a) (b) (c)
Fig. 3.2 Foliação e lineação magmáticas definidas a partir dos "subfabrics" da biotite e da plagioclase. a: Lineação magmática definida pelo "fabric" linear da plagioclase e pela disposição em eixo de zona da biotite, b e c : Medições realizadas na platina Universal e projectadas no plano da foliação magmática (in Bouchez 1997).
3.3.2 Microestruturas Submagmáticas
Num estado submagmático, as microestruturas são produzidas pela deformação de cada cristal e não tanto de todo o conjunto.
Do ponto de vista microscópico, são caracterizadas pela presença de microfracturas nos feldspatos. Estas microfracturas são produzidas pela interacção entre os mineras já cristalizados (feldspatos fundamentalmente) e são preenchidas
pela fase liquida residual de composição quartzo-feldspática (Bouchez et ai. 1992). Ocorrem também algumas biotites dobradas e com "kinkbands" (bandas de cunha) e os quartzos já apresentam alguma extinção ondulante (por ex. extinção em "damier"), típica da deformação plástica de temperatuta muito elevada (Bouchez et ai. 1992).
3.3.3 Microestruturas Pós-magmáticas
São microestruturas de deformação no estado sólido. As deformações no estado sólido, podem ser produzidas desde condições de alta temperatura até baixa temperatura. Os "fabrics" de deformação no estado sólido de rochas ígneas, são tipicamente descritos como formados em intervalos particulares de temperatura, tendo como referência os intervalos de temperatura das fácies metamórficas (Tribe & D' Lemos 1996). Estes autores, baseando-se na observação das microestruturas de diferentes fases minerais (quartzo, feldspatos, anfíbolas, biotite), propõem os seguintes limites de temperatura para o desenvolvimento de "fabric" no estado sólido:
alta temperatura (>550°C)
temperatura intermédia (400-550°C)
baixa temperatura (<400°C)
O quartzo, sendo o mineral de comportamento mais dúctil, é portanto aquele que melhor regista as primeiras deformações plásticas sofridas pela rocha.
Quando a deformação se produz a alta temperatura, origina o aparecimento de extinção ondulante generalizada no quartzo e o começo de subgranulação. A esta temperatura a deformação no quartzo, produz-se por deslizamentos dos planos prismáticos na direcção do eixo [c], criando-se subjunções intragranulares basais. A existência deste tipo de subjunções é um dos critérios fundamentais para o
reconhecimento da deformação no estado sólido a alta temperatura (Mainprice et al. 1986; Blumenfeld & Bouchez 1988).
Outros minerais que também registam este tipo de deformação são as biotites, mediante o desenvolvimento de "kink-bands".
Se a deformação persiste, à medida que a temperatura baixa, podem-se gerar bandas de aspecto bréchico, que cortam a textura magmática da rocha. Essas bandas contêm clastos de quartzo e de feldspatos e estão associados a leitos filitosos. Estas microestruturas geralmente estão espacialmente associadas aos bordos dos maciços, podendo ser consideradas como microestruturas de ortogneissificação (Bouchez & Gleizes 1995) e podendo mesmo evoluir para milonitização. A baixa temperatura, a deformação do quartzo produz-se por deslizamentos dos planos na direcção dos seus eixos [a], criando-se subjunções prismáticas.
Com a temperatura cada vez mais baixa, o comportamento da rocha, devido aos esforços deformacionais, é frágil, produzindo-se fracturação. A fracturação pode, como já vimos, ser a uma macroescala ou uma escala microscópica. Assim, nos cristais de quartzo irão ocorrer microfracturas.
Estas microfracturas são materializadas pelo alinhamento de inclusões fluídas, constituindo os chamados planos de inclusões fluídas (PEF). Estes planos são de particular interesse para o estudo do campo de tensões local, posterior à total cristalização do corpo ígneo. A metodologia, análise e interpretação dos PIF será abordada no capítulo 6.
3.3.4 Microestruturas observadas
Nas rochas graníticas estudadas do maciço de VPA, não se observa macroscopicamente como já foi referido, aspectos indicativos de deformação no estado sólido e mesmo as estruturas magmáticas dificilmente são observadas.
O estudo microscópico realizado sobre 83 lâminas correspondentes a estações de amostragem (Fig. 3.3), permitiu detectar a existência de microestruturas na sua Estruturação de rochas graníticas
maioria magmáticas e raros aspectos de microestruturas submagmáticas ou pós- magmáticas.
O grande desenvolvimento dos cristais de quartzo e a sua fraca extinção ondulante, assim como a ausência da deformação da biotite ou de qualquer outro mineral, permitiu-nos concluir acerca da origem magmática destas estruturas. Duma maneira geral, as microestruturas magmáticas são ubíquas em todo o maciço
(Estampa II, fotografia 1).
Excepcionalmente, observaram-se nalgumas lâminas a presença duma microfracturação nos feldspatos que poderá indicar uma deformação adquirida num estado submagmático (Estampa II, fotografia 2).
Nalgumas lâminas, observaram-se aspectos indicativos duma deformação num estado sólido incipiente mas de alta temperatura: "kinks" nas biotites, forte extinção ondulante no quartzo e existência de subjunções basais (Estampa II, fotografia 3 e 4).
As microestruturas de deformação no estado sólido, parecem apresentar uma distribuição geográfica uniforme ao longo do maciço. Embora se possa notar alguma tendência para serem mais frequentes próximas dos contactos do maciço e no contacto entre a fácies do GPS e do GVPA (Fig. 3. 3).
Refira-se que microestruturas de deformação no estado sólido a baixa temperatura, tais como ortogneissificação ou milonitização estão ausentes.
A presença de microestruturas magmáticas e de deformação no estado sólido e a rara presença de microestruturas submagmáticas, assim como a transição subtil dumas microestruturas para as outras, sugere que o arrefecimento do plutão foi rápido. No entanto, a existência duma concentração de microestruturas de deformação no estado sólido no contacto entre as duas fácies principais, poderá ser indicativo da existência de algum contraste de viscosidade entre elas.
Nos granitos de duas micas (Serapicos, Gralheira, Minheu e Lagoa), observaram- se essencialmente microestruturas indicativas de deformação no estado sólido mas
de alta temperatura, embora microestruturas magmáticas também estejam presentes. Assim é frequente a existência de "kinks" nas micas, forte extinção ondulante nas micas, forte extinção ondulante no quartzo e subgranulação deste último (Estampa III, fotografias 1, 2 e 3).
Os granitos da Gralheira e de Serapicos apresentam sinais de maior deformação que os granitos do Minheu e de Lagoa. Refira-se, no entanto, que só foram estudadas 11 lâminas e que portanto só um estudo mais exaustivo poderá trazer