conseqüente filonitização e liberação de sílica. Luz transmitida e polarizadores cruzados, base da foto igual a 1,42 mm. Ponto 38.
As fraturas nos feldspatos ocorrem preferencialmente segundo os
planos (001) e (010), onde reações químicas iniciadas ao longo destas fraturas
possibilitam, por exemplo, a modificação das quantidades relativas de plagioclásio e
muscovita entre os ortognaisses, quartzo-muscovita xisto-miloníticos e filonitos.
Estas transformações dão-se segundo reações do tipo:
Plagioclásio + H20 + K++ ⇒ muscovita + quartzo + Ca++ + Na++ (O’Hara, 1988).
Reações como estas justificam as transformações químicas comumente observadas em zonas de cisalhamento de baixo grau metamórfico, fazendo com que os grãos de plagioclásio, se mostrem progressivamente cominuidos e sericitizados, até o seu completo desaparecimento.
O fraturamento tem também papel preponderante nas reações químicas que envolvem os feldspatos alcalinos, operando sua transformação em muscovita, segundo a reação:
3KAlSi3O8 + 2H+ ⇒ KAl3Si3O10(OH)2 + 2K + 6SiO2aq (Bucker & Frey, 1994).
Para que se processe, tal reação envolve uma grande quantidade de fluido aquoso para que a mesma se processe. Segundo Stunitz & FitzGerald (1993) e FitzGerald & Stunitz (1993), esses modos reativos de deformação dos feldspatos são típicos de regimes de deformação de baixo grau metamórfico, na presença de um fluido rico em água.
Segundo Massucatto (1997) esses processos de fraturamento e de reações de amolecimento são fundamentais para a filonitização, favorecendo o desenvolvimento de porosidade e o contínuo acesso de fluido nos domínios deformados. Essa porosidade pode ser separada em porosidade conectada e não-conectada. Segundo Hippertt (1994), a porosidade conectada ocorre principalmente entre lamelas de micas, sendo a principal responsável pela retirada de Ca++, Na++, e SiO2aq do sistema. Ainda, segundo este autor, a porosidade não conectada ocorre principalmente na superfície externa de grãos de quartzo. Esta porosidade se forma possivelmente pela dissolução do quartzo pelo fluido aquoso.
A contínua percolação e atividade química dos fluidos nos tectonitos do Complexo Granítico-gnáissico, bem com nas rochas da Formação Ticunzal permitiu a formação de extensas zonas de filonitos separadas por domínios de rochas menos afetados, principalmente nas rochas do Complexo Granítico-gnáissico Essa alternância de litotipos deformacionais reflete um extremo particionamento da deformação (“strain partitioning”), onde a maior parte do “strain” foi provavelmente acomodada via perda de volume nos filonitos, como também documentado em outras zonas de cisalhamento de baixo grau com características similares (e.g. O’Hara 1988; Silverstone et al. 1991). Nas rochas da Formação Ticunzal este processo se apresenta formando zonas com uma maior quantidade de mica branca.
A transformação de uma rocha por um processo de filonitização pode ser plenamente visualizada em um perfil geológico na posição do ponto 210 (vide mapa de
pontos), localizado a sudeste da cidade de Teresina, onde se observa, através de um caminhamento de direção leste – oeste, a total transição das rochas. Neste ponto ovserva- se a presença de um ortognaisse porfirítico, com cristais de K-feldspato sub-euédricos a euédricos, sendo que a mesma é cortada pela foliação S2. Uma variação lateral (em um espaço de cerca de 20 metros) revela que esse ortognaisse começa a se transformar em uma rocha mais deformada, podendo-se notar a cominuição dos grãos de K-feldspato, bem como um aumento das reações que favorecem a formação de mica branca. Tal situação evolui para uma rocha (quartzo muscovita xixto-milonítico) com uma granulação fina, onde os poucos grãos de feldspato que restaram apresentam pequenas dimensões, sendo notório o incremento de mica branca.
As quantidades relativas de mica branca se alteram de cerca de 20 % no ortognaisse, passando para cerca de 60% no quartzo muscovita xisto-milonítico, o que confere à rocha um aspecto semelhante a rochas que foram submetidas a altas taxas de “strain”, entretanto não são encontradas microestruturas que indiquem este incremento no “strain”. Todo este conjunto de rochas foi afetado durante o Evento 2, sendo muito bem impressa a foliação S2.
Deformação plástica do quartzo
As microestruturas encontradas na região indicam que o quartzo foi deformado plasticamente em nas rochas do Complexo Granítico-gnáissico e Formação Ticunzal, sendo as principais: extinção ondulante, “ribbons”, estruturas “core-and-mantle”, lamelas de deformação (Foto 5.10) e presença generalizada de subgrãos e novos grãos. Os processos deformacionais envolvidos na geração destas microestruturas permitem inferir as condições metamórficas em que a deformação se processou.
Segundo Urai et al. (1986) estruturas do tipo “core-and-mantle” resultam da
formação de subgrãos e novos grãos, refletindo a ativação de processos de recristalização progressiva. Com a continuidade da deformação, os novos grãos recristalizados se apresentam também com extinção ondulante, o que permite caracterizar a recristalização como cíclica ou dinâmica.
Apesar das rochas da área, em sua generalidade, não apresentarem um forte “fabric” cristalográfico, algumas estruturas consistentemente mostram certa orientação preferencial como, por exemplo, os “ribbons” de quartzo. Os “ribbons” de quartzo tendem a apresentar os eixos “c” perpendicularmente à foliação milonítica, especialmente nas foliações S2, SB2 e SB3, o que tipicamente resulta de fluxo plástico por deformação intracristalina. Em contrapartida, uma grande quantidade de grãos de quartzo, geralmente
associado a domínios mais ricos em mica, apresentam seus eixos “c” paralelos à foliação e perpendiculares a lineação. Estas observações, feitas de forma qualitativa com o auxilio de placa de gipso, permitem inferir que a deformação plástica no quartzo se deu, principalmente através de “slip” basal <a> e “slip” prismático <a> (Schimid & Casey 1985).
Segundo Hippertt (1994), a alteração de basal <a> para prismático <a> é comum de tectonitos submetidos a filonitização, onde o “glide” prismático é favorecido pela presença de H2O intergranular (Blacic 1975; Paterson 1989). O “glide” prismático, em muitos casos, é também citado como o sistema de deslizamento intracristalino operante em rochas graníticas cisalhadas sob condições de baixo-médio grau metamórfico (Berthé et al. 1979; Burg et al. 1984; Hippertt & Borba 1992). Nestas condições, a presença de lamelas de micas orientada ao longo da foliação pode favorecer a percolação de água e a conseqüente ativação do “slip” prismático <a>.
Tais situações indicam que as condições metamórficas da deformação que atuou nas rochas do Complexo Granítico-gnáissico alcançaram temperaturas que se situam entre 450 e 500o C.
Foto 5.10: Lamelas de deformação em cristais de quartzo de ortognaisses (setas). Notar a