Resumo de Petrologia Metamórfica Teórica

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~ Resumo de Petrologia Metamórfica Teórica – Vitória Azevedo ~ 
 
➔ Conceito de metamorfismo é definido como o processo de modificações mineralógicas e 
estruturais das rochas, em seu estado sólido, em resposta a condições físicas e químicas que 
diferem das condições prevalecentes durante a sua formação. 
– Caracterizado como uma perturbação no sistema rochoso em equilíbrio e a restauração em 
um novo estado de equilíbrio. 
– Mudança de composição e nas variáveis de pressão e temperatura e ocorrem 
principalmente nas faixas orogenéticas ou móveis limites convergentes. 
– Aporte de fluido. 
– An IUGS-SCMR (“International Union of Geological Sciences-Subcommission on the 
Systematics of Metamorphic Rocks”) propôs a seguinte definição para metamorfismo: 
“Metamorfismo é um processo no estado subsolidus resultando em mudanças na 
mineralogia e/ou textura (por exemplo tamanho do grão) e frequentemente na composição 
química da rocha. Estas transformações são devido às condições físicas e/ou químicas que 
diferem daquelas que normalmente ocorrem na superfície do planeta e em zonas de 
cimentação e diagênese, abaixo da superfície. Elas podem coexistir com a fusão parcial. 
 
➔ Importância do estudo do metamorfismo produz minerais valiosos e recursos 
importantes. Os minerais metamórficos econômico incluem: 
– Grafite usado em lápis e lubrificantes. 
– Granada e Coríndon usado como pedras preciosas e abrasivos. 
– Amianto usado antigamente como um isolante térmico. 
– Cianita, andaluzita, sillimanita (silicatos de alumínio) são usados uma matéria-prima na 
indústria de cerâmica. 
 
→ Depósitos minerais resultam de metamorfismo de contato onde as soluções hidrotermais 
precipitam minérios em rochas circundantes. 
– Depósitos de ferro e estanho (hematita, magnetita e cassiterita) 
– Depósitos de metais preciosos (ouro) 
– Schellita; molibdenita (skarns) 
 
➔ Metamorfismo do grego meta = transformação, mudança. Morfo = forma. Assim, mudança 
de forma. 
– É um processo isoquímico (não muda a química) por definição. 
– Durante o processo há perda ou ganho de fluidos. 
– A química dos reagentes é a mesma química do produto. As transformações ocorrem no 
estado sólido e ± partição de fluidos. 
– A transformação irá depender da química do protólito. 
– Há dois tipos de transformações do metamorfismo que podem ocorrer separadas ou juntas 
sendo mais comum que essas transformações ocorram simultaneamente (não é uma regra), 
que são: 
1. Mudanças mineralógicas ocorre durante todo o processo. 
Crescimento de novos minerais como por exemplo argila para mica. Reações químicas. 
2. Mudanças texturais 
Através da recristalização (limites de grãos mais compactas) e foliação (orientação 
preferencial de minerais). Devido a deformação dos minerais, ocorre novo arranjo dos 
minerais, resultando em nova textura ou fábrica. Exemplo: xisto ou mármore. 
 
 O processo metamórfico é o processo formador de orogênese, ligado a um cinturão 
orogênico. 
 
➔ Limites do metamorfismo estão relacionados a temperatura. Tem a ver com os graus do 
metamorfismo. 
Superior de maiores temperaturas 630° a 
1000°C. Transição do metamorfismo para 
magmatismo (anatexia), onde gera o líquido 
magmático. O processo que ocorre é a 
anatexia. 
O metamorfismo sob alta temperatura 
convive com os processos de fusão parcial. 
Nesse ambiente, sólidos e fusões coexistem. 
Sólidos: rochas metamórficas, restitos, 
enclaves e xenólitos. 
Fusões: graníticas. 
Migmatitos: rocha híbrida na qual 
convivem sólido e fusão. 
Inferior de menores temperaturas entre 100 –
200°C. O processo que ocorre nesse limite é o 
processo diagenético. Sendo uma transição, em 
que rochas que estão sofrendo processos 
diagenéticos passarão a sofrer o processo 
metamórfico. Diagênese e metamorfismo são 
indistintos. O metamorfismo começa entre 100°–
150°C para rochas mais instáveis. 
Protólitos ígneos básicos: laumontita (de pressão 
baixa) e lawsonita e/ou glaucofana (de pressão 
alta) formam-se a ~150°C. 
Protólitos pelíticos: paragonita e pirofilita 
transformam-se a temperatura maior 150°–200°C. 
 
 Rochas que tem o ponto eutético na temperatura de 1000°C, serão migmatitos com um 
percentual de fusão parcial baixo (~10–15%). 
 
➔ Tipos de metamorfismo (classificações baseadas em diferentes critérios) são 7 principais: 
1 regional ou dínamo termal, 2 termal ou de contato, 3 dinâmico ou cataclástico, 4 
hidrotermal, 5 fundo oceânico, 6 soterramento e 7 impacto. 
 
1. Classificação segundo principal agente do metamorfismo: 
A. Metamorfismo termal (de contato) é um metamorfismo de arco 
magmático, mas não restrito a estas zonas. 
– É local, não tem pressão dirigida, também é progressivo. 
– As rochas que sofreram metamorfismo de contato são destituídas de 
foliação, pois faltam as pressões dirigidas significativas (baixas a 
moderadas). 
– Situam-se dentro da auréola de metamorfismo de contato. 
– Diques produzem uma zona metamorfizada com centímetros de extensão. Grandes 
intrusões como "stocks" e batólitos influenciam áreas amplas. Aquecimento de rocha ígnea, 
metamórfica ou sedimentar ao redor de intrusão ígnea ou abaixo de derrame espessos. Às 
rochas são maciças e não foliadas. 
– A rocha encaixante é convertida em uma rocha dura, densa, chamada cornubianito 
(hornfels). As auréolas de contato desenvolvem zonas sequenciais de minerais índices de 
modo semelhante às isógradas do metamorfismo regional. 
– As zonas externas das auréolas contêm micas, anfibólios e calcita. As zonas internas são 
caracterizadas por piroxênios, incluindo wollastonita e o alumino-silicato andalusita. 
– Ocorre mais comumente em crosta superior. 
 
B. Metamorfismo de Zonas de Cisalhamento (cataclástico ou dinâmico) 
tem a ver com pressão. Associado a movimento relativo de blocos. 
– Metamorfismo associado a zona de cisalhamento. 
– Predomina a deformação, acompanhada na redução da granulação 
e recristalização subsequente. 
– Na crosta superficial, próximo de falhas, predomina os esforços 
mecânicos. 
– Cisalhamento rúptil, causando o fraturamento e fragmentação da 
rocha produzindo cataclasitos e brecha tectônica. 
– Com o afundamento da crosta, a temperatura passa a atuar junto com os esforços de 
deformação e o processo de cisalhamento torna-se dúctil, podendo destruir todo o arranjo 
textural original das rochas pré existentes. 
– Os minerais que compõe a rocha respondem de maneira diferenciada a estes processos. 
– O quartzo se deforma intra cristalinamente, exibe feições de deformação microscópicas 
como extinção ondulante, ao terminar os esforços tem a recristalização do quartzo, sendo 
que no local antes ocupado por um único grão pode se formar um agregado, em mosaico de 
grãos recristalizados. 
– Outros minerais, como feldspatos e granada, raramente exibem deformação intracristalina, 
geral somente suas bordas se deformam e tendem a constituir cristais requiliares de forma 
arredondada, os porfiroclastos podem ser chamados de augen. 
– Os milonitos são rochas típicas do metamorfismo dinâmico. 
– Sua estruturação (foliação ou lineação) é bem definida nos mais variados graus de 
intensidade. 
– A classificação dos milonitos em geral se baseia na relação da matriz/porfiroclastos e no 
grau de recristalização, como protomilonitos (pouco deformados), milonitos, ultramilonitos 
(muito deformado), filonitos, blastomilonitos (quando bastante recristalizados). 
– Os processos dinâmicos afetam qualquer tipo de rocha tornando seu produto difícil de 
distinguir de xistos e filitos. 
– É o caso dos filonitos que são rochas submetidas a deformação tão intensa que os minerais 
(mica e feldspato) se transformados em sericita, fortemente orientada passando a exibir 
aparência macroscópica de filitos. 
 
C. Metamorfismo dínamo-termal tem a ver com pressão e temperatura. 
 
2. Classificação segundo o ambiente metamórfico: 
A. MetamorfismoRegional metamorfismo que afeta grandes corpos 
rochosos e assim cobre grandes áreas. 
– É orogênico. 
– É relacionado a formação das crostas continentais ao longo do 
tempo geológico da Terra. 
– Ambiente tectônico convergente. 
– Forma rochas como micaxisto, ardósia, filito e gnaisse. 
– As rochas possuem estruturas anisotrópicas. 
– Há três tipos principais de metamorfismo regional: Metamorfismo 
Dinamotermal, Metamorfismo de Soterramento e Metamorfismo 
Hidrotermal. 
 
2.1. Metamorfismo Orogênico/Dinamotermal ou Regional está 
associado com cadeias de montanhas dobradas, cinturões 
orogenéticos (metamorfismo orogênico) em grandes regiões. – 
Caracteriza-se pela pressão dirigida devida a forças horizontais da 
crosta, as rochas estas apresentam-se frequentemente foliadas. 
– Ocorre em zonas de colisão de placas. 
– Esta pressão produz feições como dobras, falhas e fraturas em superfície e subsuperfície. 
– Em profundidade as pressões forçam os minerais platiformes ou alongados e os 
recristalizados e neoformados a se orientarem perpendicularmente à direção das pressões. 
– É progressivo no qual a recristalização do mineral é acompanhada do desenvolvimento de 
estruturas em resposta aos esforços desenvolvidos. 
 
Padrão de isotermas 
em zona de subducção 
a) Zona de falha rasa com brecha de falha. 
b) Zona de falha profunda (exposta pela erosão) com fluxo dúctil e 
milonito. 
2.2. Metamorfismo de Soterramento ocorre em bacias sedimentares, 
quando há peso e temperatura suficiente. 
– Ocorre em areás que não sofreram deformação significante nem 
eventos orogênicos. 
– São restritos a grandes pacotes sedimentares pouco pertubados, 
distantes de margens de placas. 
– Os efeitos do metamorfismo são atribuidos ao aumento de 
temperatura e pressão devido ao soterramento. 
– Ocorre desde a diagênese até a formação de zeólitas, prehnita, pumpellyita, laumontita 
etc. 
 
2.3. Metamorfismo de Fundo Oceânico ocorre em crosta oceânica. 
 
 
 
 
 
 
 
D. Metamorfismo Hidrotermal ocorre com a alteração das rochas por 
água quente/fluidos aquosos ao longo de fissuras e fraturas, que 
percolam rochas próximas às intrusões magmáticas ou em zona de 
cisalhamento ou falhamento. 
– A água pode vir do magma, pode ser derivada da desidratarão das 
rochas metamórficas ou pode ser água subterrânea que percolou da 
superfície até as profundezas e foi aquecida em subsuperfície. 
– Entretanto, a maioria do metamorfismo hidrotermal ocorre dentro dos 
assoalhos/fundos oceânicos, quando a água do mar penetra fendas 
próximas dos limites das placas divergentes. 
– A água descendente encontra basalto quente e torna-se aquecida a cerca de 300°C. 
– Este processo é conhecido como serpentinização de basaltos e diabásio, em função da 
presença de minerais do grupo da serpentina. 
– São os minerais antigorita, crisotila ou lizardita derivados da alteração da olivina e 
piroxênio. 
– Gera campos geotermais. 
– Forma depósitos minerais (Cu, Au e Ag). 
– Hidrotermalismo associado a mobilidade de magma na crosta. 
– Processo hidrata os minerais constituintes. 
– Tem serpentinito que são rochas verde ou vermelha composta de serpentina (antigorita e 
crisotila) formadas a partir de rochas ultrabásicas (peridotitos e piroxenitos). São fontes de 
amianto. 
– Esteatitos ou pedra-sabão rocha composta de talco, com menores quantidades de mica e 
clorita. Formadas a partir de rochas básicas/ultrabásicas. 
 
E. Metamorfismo de Impacto resulta de pressões e temperaturas altas que 
são geradas em locais onde houve um de impacto de meteoros, sendo um 
metamorfismo rápido. 
– Produz minerais "chocados". 
– Os minerais produzidos por impactos não são encontrados em quaisquer 
outros ambientes geológicos, sendo os principalmente estishovita e coesita 
(sílica de alta pressão). 
 
➔ Agentes do metamorfismo (T, P, Xfluido) são temperatura, pressão e 
fluido (CO2 e H2O). 
Trajetórias de P – T (pressão e temperatura) podem ser horárias e anti-
horárias (ambiente de arco magmático) elas indicam diferentes ambientes 
tectônicos. 
 
1. Temperatura é tipicamente o fator mais importante do metamorfismo. 
Minerais possuem diferentes capacidades de calor. Rochas são bons 
isolantes; conduzem o calor lentamente (dezenas de milhões de anos para 
sofrer mudanças significantes). Controla a estabilidade mineral. 
– Varia para cada ambiente tectônico: cadeias meso-oceânicas; crosta oceânica jovem (<40 
Ma); crosta continental jovem; crosta continental antiga; crosta oceânica antiga. 
– O menor fluxo térmico é na zona da fossa = trench. 
– Varia com a profundidade: gradiente geotérmico (15 – 
30°C/Km; 5 – 60°C/Km). 
– Num grafico de pressão e temperatura, quanto mais próximo 
do eixo P menor o gradiente geotérmico. 
– Um gradiente geotérmico baixo diz que a taxa de aumento 
da temperatura com a pressao ou com a profundiade é baixa. 
– Um gradiente geotérmico alto diz que taxa de aumento da 
temperatura com a pressao ou com a profundiade é mais 
elevada. 
– Para que haja metamorfismo é necessário que tenha um 
fluxo térmico anômalo. 
– O que causa esse fluxo térmico são as condicionantes geotectônicas e limite de placas 
tectônicas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
1.2. Fontes de calor 
– Calor vindo do manto para a crosta. 
– Calor gerado por decaimento radiométrico (maior na crosta continental do que na 
oceânica). 
– Calor elevado à crosta por corpos magmáticos. 
 
1.2.1. Outras fontes de calor: soerguimento e erosão de cadeias de montanhas; 
extensão crustal. 
– Absorção de calor por acumulações espessas de sedimentos frios. 
– Outros modelos de fluxo de calor têm sido desenvolvidos para vários regimes, 
incluindo soterramento, zonas de empurrão progressivas, sobre espessamento 
(duplicação) crustal por colisão continental e os efeitos da anatexia crustal e migração 
de magmas. 
– Fluxo de calor anômalo é requeiro para a formação de rochas em fácies granulito 
por exemplo. 
 
Setas pra baixo refletem regiões frias. 
Setas para cima refletem regiões 
quentes, de maior gradiente geotérmico. 
2. Pressão é inversamente proporcional à área aplicada, se for aplicada em uma área grande 
terá pressão menor, se for em uma área pequena terá maior pressão. É medida de força por 
unidade de área. Depende do peso das rochas sobrejacentes e, portanto, da profundidade. É 
dada em bar (1bar=0,987 atm) ou Kbar (1Kbar=0,1 GPa). Há dois tipos de pressão 
litoestática e dirigida. 
2.1. Pressão litoestática ou de carga: PI = ρ.g.h 
– Variação com a profundidade: ~ 1Kbar/3km. 
– Não causa deformação. 
– Controla a estabilidade mineral. 
– A pressão litostática é a pressão confinante. 
 
2.2. Pressão dirigida (ou tensão diferencial; deviatoric stress) 
– Causa deformação. 
– Catalisa reações. 
– Permite a movimentação de fluidos. 
– Pressão lateral causada pela força 
lateral. 
 
 Tensão diferencial que é a diferença do maior para o menor, sigma 1 (σ1) do sigma 3 (σ3). 
 
 Deviatório é quando a força é aplicada lateralmente. 
 
 O que dá a densidade da rocha é o conteúdo mineralógico. Em rochas mais ácidas possui 
minerais de menor densidade, como por exemplo o granito, em que a sua densidade média 
depende os minerais que compõe o granito (~2,6 – 2,7). 
 
➔ 3. Fluidos metamórficos (CO2 e H2O) os dois principais são os fluidos aquosos (H2O) ou 
fluxos carbônicos (CO2). Sendo uma fase fluida. O fluido é capaz de transportar 
matéria/elementos químicos. O fluxo aquoso normalmente tem sais dentro dele como a 
halita, silvita, cloreto de cálcio (CaCl2), cloreto de magnésio (MgCl2). Muda a composição 
química e mineralógica, podendo substituir completamente um mineral por outro, sem 
mudar a textura da rocha (faz parte do metassomatismo). 
 
– Metassomatismo é um processo que há perda ou ganho de massa/material. Quando não 
isoquímico é metassomatismo, que modifica a composição química atravésda introdução de 
fluidos (geralmente de origem magmática) a partir de rochas próximas. Se troca a química é 
metassomatismo. 
 
– Quanto menos água tiver maior será a temperatura em que a reação metamórfica vai 
ocorrer. Se tiver água no sistema a reação vai ocorrer em temperaturas menores. 
– Inclusões fluidas 
– H2O e CO2 
– Fluidos supercríticos 
H2O ➝ 300°C 
CO2 ➝ 31°C 
 
– Catalizadores de reações metamórficas 
Pfluido é a soma das pressões parciais de cada componente (Pf=PH2O + PCO2+...) 
Frações molares dos componentes, cuja soma deve ser 1.0 (XH2O+XCO2+.... =1.0) 
XCO2 = n CO2 /nCO2 + n H2O. 
 
3.1. Algumas situações de fluidos metamórficos 
– Pressão de fluidos pressões exercidas por fluidos presentes nos poros da 
rocha. 
– Rocha anidra (sem fluido) Pf=0 (PL segura os grãos juntos). 
 PL=0; PL >>> Pf 
– Rocha com fluidos Pf age nos poros no sentido contrário a PL (Pf < PL ~ PL). 
Quando Pf >> PL gera fraturamento hidráulico. 
Premissas básicas – mudanças após o aprisionamento. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Inclusões fluidas. 
 
 
 
➔ Fases voláteis quando os elementos químicos ainda não se juntaram para formar um 
mineral, que ainda não está na fase sólida. 
 
➔ Desvolatilização as reações que geram fase fluida. Pode ser reação de desidratação 
(liberação de água). 
 
➔ Anatexia é o processo onde as rochas passam do estado sólido para o estado líquido, 
virando um estado de fusão e vai gerar migmatitos. Sendo uma rocha metamórfica. 
 
➔ Grupos composicionais do metamorfismo são: 
– Ultramáficas, básicas, rochas pelíticas, quartzo feldspáticas e rochas carbonáticas. São o 
grupo das rochas antes de sofrer o metamorfismo. 
 
1. Rochas ultramáficas (protólito) / Rochas meta – ultramáficas (rocha metamórfica) 
– Protólitos: incluem as rochas ígneas ultramáficas como os dunitos, peridotitos, 
piroxenitos, hornblenditos e komatiitos. 
– Minerais do protólito: olivina, clinopiroxênio, ortopiroxênio e magnetita (podendo ser 
outros óxidos também, só que a magnetita é a mais comum). 
– Composição química: SiO2, MgO, Al2O3 e CaO. 
– Minerais metamórficos: serpentina (depende do aporte de fluido aquoso elevado que 
deve ser de 0.9% água/H2O, para gerar esse mineral). 
Talco, tremolita, antofilita, enstatita, forsterita (não tendo água em excesso, onde o teor de 
fluido caí para 0.8% a 0.6% a serpentina não será mais estável terá a sequência desses cinco 
minerais em que talco é o de baixa temperatura e a forsterita o de mais alta temperatura). 
Periclásio (MgO), brucita (MgO e H2O) e magnesita. 
– Carbonato encontrado em rochas ultramáficas metamorfizadas: é a magnesita 
(carbonato de magnésio). 
– Rocha metamórfica: serpentinito (quando tem muita água), xistos com talco e/ou clorita 
e/ou tremolita e/ou antofilita. 
Talco xisto, clorita xisto, tremolita 
xisto e antofilita xisto são rochas 
ultramáficas. 
– Condições metamórficas: sem 
diagnóstico. 
 
Estágios de consolidação de uma fratura em um cristal de quartzo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Rochas ultramáficas que não sejam as do manto, são os komatiitos do Arqueano. 
 
2. Rochas ígneas básicas (protólito) / metabasito (rocha metamórfica) 
– Protólito: rochas ígneas básicas (basaltos, diabásios e gabros), dioritos, noritos e quartzo 
gabro, quartzo diorito e quartzo norito. 
– Minerais do protólito: plagioclásio, clinopiroxênio, ortopiroxênio, olivina, magnetita 
(+acessórios). Plagioclásio e piroxênio. Não tem minerais hidratados, sendo pobre em H2O, 
exceto talvez um anfibólio (hornblenda). CO2 é elevado. 
– Química: SiO2, Al2O3, FeO, MgO e CaO. 
– Minerais metamórficos: albita, epidoto (clinozoisita e zoisita), clorita, actinolita (esses 
seis minerais são típicos do xisto verde) 
Plagioclásio, glaucofana, tremolita, hornblenda (mineral típico da fácie anfibolito) 
Clinopiroxênio, ortopiroxênio, granada, jadeíta, onfacita (fácie eclogito), (quartzo, 
magnetita, ilmenita e sulfetos). 
– Não tem carbonato. 
– Rocha metamórfica: xisto verde, xisto azul, anfibolito, granulito e eclogito. 
– Condições metamórficas: tem diagnóstico. 
– Metamorfizada em diferentes zonas de subducção, o basalto vira eclogito. 
 
 Rocha básica/magma básico tem fase fluida, porém é de CO2 (sem H2O no sistema ou na 
estrutura interna). 
 
 Jadeíta piroxênio rico em sódio de alta pressão. 
 
3. Rocha pelítica (protólito) / metapelito (rocha metamórfica) rica em alumínio, mais de 
30% em sua composição química. 
– Protólito: rochas sedimentastes argilosas (argilitos, folhelhos, lamitos). 
– Minerais do protólito: ilita, esmectita, caulinita, clorita, quartzo, micas e feldspatos 
detríticos. 
– Química: SiO2, Al2O3, K2O, Fe2O3, FeO, H2O (esses seis elementos são os principais) e 
(MgO depende da fonte) e Na₂O. 
– Minerais metamórficos: fengita, clorita, pirofilita, paragonita, muscovita, quartzo, biotita 
(ferro e magnésio), granada (almandina), cloritóide, estaurolita, cianita, andaluzita, 
sillimanita, plagioclásio, cordierita, K-feldspato, ortopiroxênio, safirina (marca um 
metamorfismo de alta temperatura), óxidos (ilmenita, hematita) e sulfetos. 
– Rocha metamórfica: ardósias, filitos, xistos aluminosos, gnaisses aluminosos, 
(migmatitos). 
– Condições metamórficas: tem diagnóstico. 
– Principal processo metamórfico: reação de desidratação, pois os minerais do protólito 
são ricos em H2O. 
– O folhelho metamorfizado em diferentes pressões e temperatura se transforma em: 
Diagrama classificatório de rochas ultramáficas definido pela IUGS. Os vértices são 
representados por 100% olivina (OL), ortopiroxênio (OPX) e clinopiroxênio (CPX). 
 
Ardósia (possui clivagem ardosiana) não vê grãos a olho nu, com aumento de pressão e 
temperatura vira → Filito com aumento de pressão e temperatura vira → Gnaisse com 
aumento de pressão e temperatura vira → Migmatito. 
 
 Fengita (rica em ferro), pirofilita (rica em alumínio) e paragonita (rica em sódio) formam 
a mica branca. 
 
 Não há uma rocha ígnea que tenha uma composição química parecida com a das rochas 
pelíticas. 
 
 Não há rochas ígneas com um teor tão elevado de alumínio quanto o grupo dos pelitos. 
 
 Um folhelho pode ter quartzo, desde que o quartzo esteja na fração argila/silte. 
 
 Diferença de pelitos para semi pelitos é através da mineralogia metamórfica. 
 
 Não há ocorrência de cianita/sillimanita/andaluzita a partir de um magma. Logo, quando 
esses minerais se formam há a certeza de que a rocha não era rocha ígnea. Devido ao alto 
teor de alumínio sabe que era uma rocha pelítica. 
 
 É comum ter clorita em rochas pelíticas. 
 
4. Quartzo feldspáticas (protólito) 
– Protólitos: rochas sedimentares psamíticas (arenitos puros, arenitos feldspáticos, 
arcósios) e rochas ígneas intermediárias a ácidas (quartzo diorito, tonalito, trondhjemito, 
granodiorito e granito), grauvacas = wackes, dacitos e riolitos. 
– Minerais do protólito: plagioclásio, K-feldspato, quartzo, micas (biotita e/ou muscovita) 
e hornblenda. 
– Química: SiO2, Al2O3, K2O, Na2O, CaO, (Fe2O3), (FeO), (H2O) 
– Rocha metamórfica: metarenitos, quartzitos, gnaisses graníticos. 
– Condições metamórficas: sem diagnóstico, pois quando metamorfizadas irá gerar os 
mesmos minerais do protólito. 
 
5. Rochas carbonáticas (protólito) que incluí mármores e rochas calcissilicáticas. As 
rochas desse grupo quando metamorfizadas formarão mármores. 
Protólitos: 
– Calcários, dolomitos metamorfizados viram os mármores. 
– Calcários silicosos e dolomitos silicosos ou mármores impuros ou mármores silicosos 
são os mármores que contém calcita, dolomita e quartzo/sílica na sua composição. 
– Marga é uma rocha sedimentar que tem uma composição química semelhante à das 
rochas ígneas básicas. Sendo uma rocha carbonática contendo uma mistura de areia, 
argila/pelito e carbonato. Quando for metamorfizada será uma rocha calcissilicática (esse 
tipo de rochaé derivado dos mármores). 
Minerais do protólito: calcita, dolomita, quartzo, ilita, esmectita, caulinita e clorita. 
Composiçao química: CaO e MgO, CO2 (mármores), SiO2 (com Ca, MgO, CO2 e SiO2 terá 
mármores impuros), K2O, Al2O3 e H2O (terá rocha calcissilicática). 
Minerais metamórficos: calcita ou aragonita, dolomita, quartzo (deve conter na 
mineralogia do protólito o SiO2 para ter os mármores impuros). 
Talco, tremolita, diopsídio, forsterita (esses quatro minerais são formados quando há 
geração de mármores impuros, essa sequência tem a ver com a temperatura, sendo talco o 
mineral de menor temperatura e a forsterita o mineral de maior temperatura). Podem se 
formar quando acrescenta a sílica. 
Grossulária, escapolita, vesuvianita, epidoto, plagioclásio são comuns em rocha 
calcissilicática e do grupo das margas. Esses minerais são todos ricos em cálcio. 
K-feldspato, micas (flogopita, muscovita e biotita) terá essas rochas ao adicionar K2O. 
Ao adicionar a química de K2O, Al2O3, H2O e mais CaO nas rochas calcissilicáticas terá 
uma variedade de minerais. 
A mineralogia da rocha calcissilicática depende da composição da argila que depende da 
fonte para determinar a composição da rocha calcissilicática. 
– Rocha metamórfica: mármore (deve ter mais de 80% de CaCO3), mármore impuro e 
rocha calcissilicática (é a marga metamorfizada). 
– Condições metamórficas: sem diagnóstico. 
 
 Calcita, aragonita (carbonato de alta pressão) e dolomita esses três minerais fazem parte da 
mineralogia dos mármores. 
 
 Em alta pressão ao invés de calcita formará aragonita. De mesma composição sendo 
pseudomorfos. 
 
 A estabilidade do mineral é dependente da fase fluida. 
 
➔ Paragênese são as fácies minerais. O que define as paragêneses das fácies são os minerais. 
Os minerais são formados por reações metamórficas. 
 
➔ Fácies em que o protólito é o basalto. 
Fácie xisto verde: albita (plagioclásio) – clinozoisita – clorita – actinolita. 
 ~ Zona de transição: tremolita ~ 
Fácie anfibolito inferior: oligoclásio (plagioclásio) – hornblenda – granada – clinopiroxênio (pode 
estar associado a fácies anfibolito superior). 
Fácie granulito: plagioclásio (qualquer um exceto a albita) – ortopiroxênio – clinopiroxênio – 
granada e quartzo. 
Fácie xisto azul: glaucofana – plagioclásio 
~ Zona de transição: jadeíta ~ 
Fácie eclogito: onfacita (é um clinopiroxênio rico em sódio) – piropo (rico em MgO) 
 
➔ Critérios de denominação de rochas metamórficas (nomenclatura) 
Objetivo: identificar e fornecer informações úteis. 
A nomenclatura das rochas metamórficas é feita primeiramente começando pelos minerais 
seguido do nome e do protólito/texturas composicionais/granulação etc. 
Compreende o grupo metamórfico: filito, xisto, gnaisse e mármore. 
Precedido pelo nome dos minerais constituintes não essenciais, em ordem decrescente de 
abundancia, como grafita filito, granada-cordierita xisto, tremolita-calcita mármore etc. 
Quando os aspectos texturas da rocha original ainda estão preservados é adicionado o 
prefiro meta. Como metacalcário, metabasaltos e metarcoséo. 
 
1. Segundo a natureza do protólito (geral ou específico) 
Metassedimento Xisto pelítico 
Material original Tipo de rocha metamórfica (nome/adjetivo) 
Sedimento argiloso Pelito/Pelítica 
Sedimento arenoso Psamito/Psamítica ou quartzo feldspato 
Mistura argila-areia Semi-pelito/Semi-pelítica 
Areia quartzosa Quartzito/Quartzítica 
Marga Calcissilicática/Calcária 
Calcário Mármore 
Basalto Metabasito/Máfica 
Riolito Meta-riolito 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
2. Segundo a composiçao mineralógica da rocha 
– Minerais que qualificam a rocha. 
Exemplos: granada-mica xisto; fosterita mármore. 
– Duas possibilidades: 
Em ordem crescente ou decrescente de abundância. 
Exemplo: cianita-granada-biotita xisto ou biotita-granada-cianita xisto. 
 
– Nomes de minerais particularmente significantes para a determinação das condições de 
metamorfismo. 
Exemplo: sillimanita-muscovita xisto. 
 
– Rochas essencialmente monominerálicas 
Exemplos: Quartzito, serpentinito, biotitito. 
 
3. Segundo a textura da rocha 
Tramas anisotrópicas X Tramas isotrópicas 
Termos texturais são utilizados como substantivos e devem ser qualificados por adjetivos 
que indiquem os protólitos ou os minerais presentes. 
Exemplo: 
– Hornfels pelítico 
– Cianita-granada-biotita xisto pelítico 
– Granada-biotita xisto porfiroblástico 
– Muscovita-biotita-quartzo xisto milonítico 
– Granada-biotita ortognaisse granitíco médio 
– Hornblenda ortognaisse tonalítico porfirítico 
– Biotita leucognaisse fino homogêneo 
 
 
 
 
→ Nomes texturais adicionais 
– Porfiroblástico 
– Relictos ou reliquilares 
– Porfiroclástico 
– Poiquiloblástico 
– Idioblástico (eudral, subedral e anedral ou poligonal, interlobular e ameboíde) 
– Pseudomórfico 
 
4. Qualquer nome especial apropriado associações mineralógicas indicadas pelos nomes 
carregam implicações sobre as condições de metamorfismo. Os mais comuns são: 
– Xisto verde 
– Xisto azul 
Arcóseo Metarcóseo 
Ardósia Milonito Hornfels 
Filito Pseudotraquito Fels 
Xisto 
Gnaisse 
– Anfibolito (orto-anfibolito ou para-anfibolito) 
– Serpentinito 
– Eclogito 
– Granulito 
– Migmatito 
 
➔ Metamorfismo e deformação de sedimentos argiloso 
– Ardósia possui clivagem forte que é a clivagem ardosiana, plana e penetrativa; 
filossilicatos extremamente finos e suas superfícies são foscas. Granulação muito fina, 
minerais de difícil individualização a olho nú. Orientação planar intensa. Composta 
principalmente por sericita e quarzto. Possui fissilidade. 
– Filito filossilicatos mais grossos, de superfícies sedosas e clivagem menos perfeita. 
Forma-se quando argilas são submetidas a metamorfismo de baixo grau. Quando foi sujeita 
a tensões diferenciais, que levou a formação de uma rocha foliada. O filito contém 
quantidades consideráveis de cristais de muscovita orientados mais ou menos paralelamente. 
Sendo uma rocha foliada. Composto por sericita e quartzo, pode conter grafita, clorita, 
feldspato etc. filossilicatos possuem brilho sedoso, nos planos de xistosidade. Granulação 
muito fina a fina. 
– Xisto alinhamento paralelo de grãos moderadamente grossos, a xistosidade pode ser dada 
por filossilicatos e minerais prismáticos (anfibólios e piroxênios). As rochas que partem 
quando são quebradas são denominadas de xistosas. Excelente arranjo preferencial, planar 
ou linear. Granulação média a grossa. Composto por filossilicatos como biotita e muscovita, 
com quartzo, granada etc. 
– Gnaisse sendo uma rocha de granulação grossa e foliada (xistosidade e/ou bandamento 
composicional), rocha de alto grau, grossa e pobre em mica. São geralmente quartzo 
feldspáticas, com forte orientação planar, denominada de estrutura ou foliação gnáissica, 
que é fornecida pela orientação de minerais placóides ou de hábito prismático. As rochas 
podem ser derivadas de deformação de rocha granítica submetida ao metamorfismo 
dinâmico ou da total reorganização mineralógica e textural de rochas sedimentares, como as 
pelíticas, sob condições metamórficas de alto grau. Ao atingir determina pressão e 
temperatura, às rochas pelíticas podem se fundir na presença de água (anatexia), formando 
compostos dos quais cristalizam quartzo, fedspato potássico e plagioclásio, com granada e 
muscovita como acessórios. Pode ser ortognaisse ou paragnaisse. Pode ser qualificada 
como mineral exemplo biotita gnaisse. 
– Migmatito são rochas de composição e estruturas heterogêneas e de granulação grossa, 
ocorrendo em terrenos metamórficos de alto grau. Sua origem pode ser por fusão parcial de 
rochas pré existentes ou pela injeção de fundidos graníticos em rochas gnáissicas. 
Megascopicamente os migmatitos são intercalações de rochas gnáissicas, de partes de cor 
clara (leucocrática) composta por quartzo-feldspato, pobre em minerais máficos decor 
escura (melanocrática) em geral foliadas. 
– Milonito rocha de granulação fina, produzida em zonas de deformação dúctil intensa. 
Grãos pré-existentes foram recristalizados como grãos finos. 
– Hornfels rocha maciça, fina, compacta, sendo produzida por metamorfismo de contato. 
– Fels termo que pode ser utilizado para qualquer rocha maciça. Podem ser qualificados 
pelo nome de um ou mais minerais presentes, como por exemplo biotita fels ou cordierita 
hornfels. 
 
➔ Lepidoblástica caracteriza-se pela presença de minerais placóides arranjados paralelamente 
ou sub-paralelamente. Associa-se a rochas de estrutura xistosa, em que predominam os 
minerais filíticos, como as micas. 
 
➔ Zonas, fácies e graus metamórficos se um conjunto de rochas de diferentes composições 
químicas alcançaram equilíbrio sob as mesmas condiçoes de pressao e temperatura, então a 
composição mineral de cada uma é controlada somente por sua composição química. 
 
→ Fácies metamórfica é o intervalo de condiçoes de pressão e temperatura (ou campo 
pressão-temperatura) no qual uma assembléia mineral particular ou uma gama de 
assembléias minerais são estavéis. Rochas de composições variadas podem ser atribuídas a 
uma fácies metamórficas. Rochas que sofreram metamorfismo em condições parecidas de 
pressão e temperatura pertencem ao mesmo grupo de fácie metamórfica. 
– Eskola (1920) propôs 5 fácies metamórficas; 
– Eskola (1939) propôs mais 4 fácies; 
– Eskola (1960) propôs mais 2 fácies; 
– Winkler (1967) propôs mais 2 fácies; 
– Diversos autores propuseram várias sub-fácies metamórficas. 
 
→ Fácies metamórficas as assembléias minerais que caracterizam cada fácies (para as rochas 
máficas). 
Fácies Assembléia minerais das fácies metamórficas 
Zéolita Zeólitas: especialmente laumontita, wairakita, analcima 
Prehnita-pumpellyita Prehnita + pumpellyita (+ clorita + albita) 
Xisto verde Clorita + albita + epidoto (ou zoisita) + quartzo ± actinolita 
Anfibolito Hornblenda + plagioclásio (oligoclásio-andesina) ± granada 
Granulito Ortopiroxênio (+ clinopiroxênio + plagioclásio ± granada ± hornblenda) 
Xisto azul Glaucofana + lawsonita ou epidoto (+ albita ± clorita) 
Eclogito Granada piropo + piroxênio onfacítico (± cianita) 
Fácies de contato Assembléias minerais em rochas máficas metamorfizadas por contato não 
diferem substancialmente daquelas das fácies regionais a pressões mais altas. 
Spear (1993) 
 
 
 
 
 
 
 
→ Hoje em dia são reconhecidas 11 fácies 
divididas em 4 conjuntos que são: 
A) Pressão moderada e temperatura alta – xisto 
verde, anfibolito e granulito. 
B) Baixo grau – zeólita e prehnita – 
pumpellyta. 
C) Pressão baixa e temperatura alta – hornfels (4 fácies). 
D) Pressão alta – xisto azul e eclogito. 
 
– Barrow (1893-1912) zonas de ocorrência de diferentes grupos/paragênese 
de minerais em metapelitos. Variações acompanham aumento de pressão e 
temperara. Os metabasitos da área apresentam a mesma paragênese em 
todas as zonas (hornblenda + plagioclásio). 
– Becke (1913); Grunbenmann (1910): 
– Goldschmidt (1911-1912): assembleias quimicamente equivalentes são 
relacionadas por reações simples. 
 
 
 
 
 
 
Fácies metamórficas 
 
 
 
 
– Eskola (1914; 1915) Orijärvi, Finlândia 
K-feldspato + cordierita em Oslo. 
Biotita + muscovita em Orijärvi 
A diferença deve refletir diferentes condições físicas. 
Assembleias mais hidratadas e de menor volume equilibram a temperaturas mais baixas e 
pressões mais altas. 
 
→ Fácies é o conjunto de minerais, em um determinado grupo de 
rochas em equilíbrio sob condições metamórficas especificas 
(intervalo específico que gera determinadas rochas). 
 
 
 
 
 
– Tilley (1924) conceito de isógrada, grau de isorreação, mineral índice (T, P e X). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
→ Zonas metamórficas 
➔ A seta deve estar na direção em que o mineral ocorre, em um 
diagrama. Quando a temperatura aumenta numa determinada 
região utiliza uma seta na direção de aumento e escreve IN →, 
como por exemplo biotita - in → ou granada - in →. 
Quando em uma determinada região o mineral deixa de aparecer 
como por exemplo da foto a clorita, escreve OUT ←, no sentido oposto a direção de 
aumento de temperatura, deve ficar algo assim Cl - out ←. 
Out = mineral saindo. 
In = mineral entrando. 
 
➔ Séries de fácies metamórficas 
– Miyashiro (1961): Sequências de fácies ou sub-fácies em grau metamórfico crescente de 
um terreno. 
 
 
 
 
 
 Temperatura Pressão hidrostática Pressão dirigida 
Epizona Moderada Baixa Alta ou Ausente 
Mesozona Alta Alta Idem 
Catazona Muito alta Muito alta Menos alta e geralmente ausente 
MgSiO3 + CaAl2Si2O8 = CaMgSi2O6 + Al2SiO5 
Enstatita Plagioclásio Diopsídio Alumino silicato 
2 KMg3AlSi3O10(OH)2 + 6 KAl2Si3O10(OH)2 + 15 SiO2 = 3 Mg2Al4Si5O18 + 8 KAlSi3O8 + 8 H2O 
 Bt Muscovita Quartzo Cordierita K-feldspato 
 
 
 
 
 
 
– Turner e Verhoogen (1960) Metamorfismo Barroviano (pressão média: cianita e 
sillimanita). 
 
– Miyashiro (1961) Par Metamórfico 
1. Tipo Sambagawa alta pressão e baixa temperatura. 
2. Tipo Abukuma baixa pressão e alta temperatura. 
– Winkler (1974) Graus metamórficos 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
➔ Graus metamórficos 
Winkler (1974) campo de condições metamórficas de 
temperatura e pressão dividido em graus metamórficos: 
1. Grau incipiente 
2. Grau fraco 
3. Grau médio 
4. Grau forte ou alto 
Essa classificação é baseada em reações especificas em 
rochas comuns. Reações são controladas principalmente por 
temperatura e em muitos casos, são quase isotérmicas. 
 
→ As quatro divisões de grau metamórfico 
O aumento do grau metamórfico corresponde a uma progressão de temperatura. 
– Limite entre grau incipiente e fraco coincide com o início das fácies xisto verde. 
– Limite entre grau fraco e médio coincide com o início do fáceis anfibolito. Parte superior 
da fácies anfibolito foi classificada como grau forte (coexistência de K-feldspato e Al2SiO5) 
e/ou almandina e cordierita. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
1. Grau incipiente é o grau metamórfico de mais baixa temperatura. A fácie metamórfica 
de mais baixa temperatura e pressão é a fácies da zeólitas. 
– Limite inferior começo do metamorfismo. O primeiro 
aparecimento de minerais metamórficos: laumontita (baixa pressão), 
lawsonita (alta pressão), glaucofana, paragonita ou pirofilita indica o 
começo do metamorfismo. 
– Paragonita e pirofilita (em pelitos) formam-se a temperaturas mais 
altas do que laumontita (da fácies zeólitas) e lawsonita (em 
metabasitos). 
– Principal grupo composicional para detectar o início do 
metamorfismo são as rochas básicas. 
– O limite do grau incipiente para o grau fraco utiliza as rochas 
básicas. 
– Muitas rochas não apresentam modificação em sua composição mineralógica no começo 
do metamorfismo: 
Quartzo + clorita + ilita (fengita) até começo do grau médio. 
Quartzo + calcita até graus mais elevados. 
– Metabasitos são indicadores do começo do metamorfismo. 
– A paragênese de quartzo + laumontita indica as temperaturas mais baixas de 
metamorfismo. 
Analcina + quartzo = albita + H2O (temperatura de 150° - 200°C, pressão de 1 a 5 Kb). 
Heulandita = lawsonita + quartzo + H2O (temperatura de 180°C, pressão de 7 Kb). 
Pelitos grau de cristalinidade da ilita e aparecimento de pirofilita. 
 
→ Mudança de grau incipiente para grau fraco 
A. Desaparecimento de lawsonita e formação de zoisita ou clinozoisita. 
B. Desaparecimento de pumpellyita por reação com quartzo e clorita, originando 
clinozoisita e actinolita (sob pressão > 2,5 Kb) 
C. Desaparecimento primeiro de pumpellyita e depois da prehnita e formação de zoisita-
clinozoisita e actinolita (pressão < 2,5 Kb) 
D. Boa cristalinidade da ilita (fengita) – cristalinidade ≥ 4,0.– Faixa de graus de isorreação designada como zoisita ou clinozoisita-estável, lawsonita-
instável ou pumpellyita-prehnita-instável. 
– Minerais diagnósticos: laumontita, lawsonita, prehnita, pumpellyita e ilita (> 4,0). 
Glaucofana, jadeíta, paragonita e pirofilita não se restringem ao grau incipiente. 
No grau fraco o limite é marcado pela entrada de zoisita, clinozoisita, actinolita em rochas 
básicas, sendo o limite inferior do grau fraco ou da fácie xisto verde. 
 
2. Grau fraco 
Coincide com a fácies xisto verde. 
Paragênese típica: clorita + zoisita/clinozoisita + actinolita + quartzo. 
Essa paragênese persiste por todo o intervalo do grau fraco, sendo observada em rochas de 
protólitos variados, como basaltos e tufos, margas, certos pelitos e grauvacas. 
Paragêneses típicas em pelitos: 
– Clorita + muscovita + albita + quartzo (temperaturas mais baixas) 
– Clorita + muscovita + biotita + albita + quartzo 
– Granada + clorita + muscovita + biotita + albita + quartzo (temperaturas mais altas) 
– Cloritóide ou paragonita + muscovita + albita + quartzo. 
Em rochas pelíticas quando tem pelitos muitos ricos em alumínio, o cloritóide é diagnóstico 
da fácie xisto verde em rochas pelíticas. O cloritóide caracteriza a fácie xisto verde. 
 
→ Mudança de grau fraco para grau médio 
Coincide com a passagem da fácies xisto verde para a fácies anfibolito. 
Critérios: 
A. Mudança abrupta na composição do plagioclásio associado a epidoto, de albita (An 0-7) 
para oligoclásio ou andesina (An 15-30). A mudança de composição do plagioclásio em 
rochas básicas ocorre em temperaturas mais baixas do que o primeiro aparecimento da 
estaurolita em pelitos. 
B. Aparecimento de estaurolita (pressões mais altas) e/ou cordierita (sem almandina, de 
pressões mais baixas) em rochas pelíticas apropriadas. 
C. desaparecimento de cloritóide e de Fe-clorita em presença de quartzo e muscovita. 
– O aparecimento de estaurolita em rocha pelítica marca o grau médio, de temperatura de 
~500°C. 
 
3. Grau médio 
Reações comuns: 
– Clorita + muscovita + quartzo = cordierita + biotita + Al2SiO5 + H2O (temperatura de 
500°–555 °C, pressão de 0,5 – 4 Kb). 
Clorita + muscovita = estaurolita + biotita + quartzo + H2O (temperatura 540° – 565°C, 
pressão 4 –7 Kb). 
Em rochas de MgO/MgO + FeO ≥ 0,5 a clorita não é consumida → Mg – clorita. 
– Clorita + muscovita + almandina = estaurolita + biotita + quartzo + água. 
– Cloritóide + andaluzita ou cianita = estaurolita + quartzo + H2O (temperatura 545°C, 
pressão 4 – 8 Kb). 
Grau de isorreação estaurolita – estável (temperatura de 500° – 565°, pressão 0,5 – 7 Kb). 
 
→ Determinação prática do limite Grau fraco/Grau médio 
– Indicador positivo: primeiro aparecimento de estaurolita e/ou cordierita. 
– Indicador negativo: cloritóide instável, só pode ser aplicado se os pelitos de graus mais 
baixos tiverem este mineral. 
– Indicador negativo: ausência de contatos entre clorita e muscovita. 
 
 Cloritóide não é estável em grau médio. 
 
 Paragêneses típicas de metabasitos: Hornblenda + plagioclásio ± epidoto ± granada 
 
4. Grau forte 
– Cordierita não é estável em grau médio. 
– Estaurolita desaparece a pressões baixas em presença de quartzo e muscovita ainda dentro 
do grau médio. 
– A pressão médias e altas a estaurolita persiste para dentro do grau forte. 
– Presença de migmatitos: ausência de equilíbrio: muscovita + quartzo + plagioclásio. 
– O principal fator que define alto grau metamórfico é a presença de fusões anatéxicas. 
– A mudança de grau médio para forte é definida pela quebra da muscovita sempre em 
presença de quartzo, e plagioclásio (reação muscovita + quartzo = K-feldspato + Al2SiO5 + 
H2O/fusão). 
– A quebra da muscovita leva a formação de novas paragêneses (critérios positivos): 
K-feldspato + Al2SiO5 (cianita ou sillimanita) 
K-feldspato + cordierita 
K-feldspato + granada rica em almandina 
– A paragênese da muscovita + quartzo (sem plagioclásio) é estável, até temperaturas muito 
altas quando a pressão excede 4 Kb. 
– A pressões menores que 3,5 Kb, a reação muscovita + quartzo = K-feldspato + Al2SiO5 + 
H2O define o limite entre grau médio e grau forte. 
– A pressões maiores que 3,5 Kb, o início da fusão (anatexia) em gnaisses com muscovita 
define o limite entre grau médio e grau fraco. 
 
➔ Metamorfismo Barroviano de pelitos 
Associações de rochas pelíticas de Zonas Barrovianas das Highlands Escocesas. 
Zona Associação típica 
Clorita Clorita + muscovita fengítica + quartzo + albita ± calcita ± estilpnomelano ± 
paragonita 
Biotita Biotita + clorita + muscovita fengítica + quartzo + albita ± calcita 
Granada Granada + biotita + clorita + muscovita + quartzo + albita + epidoto ± (cloritóide) 
Estaurolita Estaurolita + granada + biotita + muscovita + quartzo + plagioclásio ± (Mg-
clorita) 
Cianita Cianita + estaurolita + granada + biotita + muscovita + quartzo + plagioclásio 
Sillimanita Sillimanita ± estaurolita + granada + biotita + muscovita + quartzo + plagioclásio 
± cianita requiliar (metaestável) 
Acessórios comuns Ilmenita, magnetita, hematita, rutilo, pirita, turmalina, apatita, zircão e grafita 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Muscovita fengítica (muscovita branca rica em ferro). 
 
 Estilpnomelano (mica mais escura) 
 
➔ Fácies metamórficas de: 
– Grau forte ou alto grau são as fácies de anfibolito superior e as fácies de granulito. 
– Grau médio são as fácies de anfibolito inferior. 
– Grau fraco corresponde ao xisto verde. 
– Grau incipiente zeólita e prehnita-pumpellyita. 
 
 Fácie anfibolito superior que corresponde ao grau forte. 
 
 Fácie anfibolito inferior que corresponde ao grau médio. 
 
➔ Fácies metamórficas de baixo grau: zeólita, prehnita-pumpellyita e xisto verde. 
 
 Afirmar que a fácie anfibolito é de grau médio está errado. Pois é parte de grau médio e 
parte é de grau forte/alto. 
 
➔ Metamorfismo de média pressão ou ambiente de metamorfismo Bahoviano. 
Graus Fácies Zonas (Bahoviano e Pelíticas) 
Incipiente Zeólita e prehnita-pumpellyita Clorita 
 
Fraco 
 
Xisto verde 
Biotita 
Granada (na fácie xisto verde alta ou 
superior) 
 
Médio 
 
Anfibolito inferior 
Estaurolita 
 
Cianita 
Forte/Alto Anfibolito superior e granulito Sillimanita 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Clorita quando passa para o grau médio só fica a clorita se for rica em magnésio, a clorita 
férrica some. 
 
 
 
 
 
 
 
➔ Diagrama para rochas pelíticas e psamíticas 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
➔ Diagrama para rochas metabasitos 
↓ Temperatura 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 O limite de temperatura máxima e pressão mínima da fácie xisto azul é dado pelo limite de 
estabilidade da glaucofana. 
 
➔ Divisões da pressão dos graus metamórficos 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Grau incipiente Grau fraco Grau médio Grau forte 
Laumontita Cordierita ou cordierita + 
andaluzita 
Cordierita 
Lawsonita Almandina Cordierita + almandina ou 
almandina ou almandina + 
andaluzita 
 
Glaucofana + lawsonita Glaucofana + 
clinozoisita 
Almandina ou Almandina + 
sillimanita 
 
Jadeíta + quartzo Almandina ou Almandina + 
cianita 
Almandina 
 
 
Cordierita + 
 almandina 
 
 
 
➔ Conjuntos minerais ou diagnóstico de subconjuntos da fácies metamórfica 
Fácies Rochas metabásicas Rochas pelíticas (com quartzo) 
Zeólita Laumontita, analcita, heulandita, 
wairakita. 
Argilas de camada mista 
Albita – epidoto – 
hornfels 
Albita + epidoto + actinolita + clorita 
Actinolita + oligoclásio 
Muscovita + biotita + clorita 
Hornblenda hornfels Hornblenda + plagioclásio ± 
cummingtonita 
Cordierita + clorita + biotita + muscovita 
Andalusita + biotita + muscovita 
Cordierita + andalusita + muscovita (zona 
de alta temperatura) 
Piroxênio hornfels Clinopiroxênio + ortopiroxênio+ 
plagioclásio ± olivina ± hornblenda 
Cordierita + andalusita + K-feldspato 
Sanidina Não é bem definida Coríndon + magnetita + anortita (sem 
quartzo) e vidro 
Prehnita – pumpellyita Prehnita + pumpellyita ± clorita ± albita 
± epidoto 
Pumpellyita + actinolita (zona de alta 
temperatura) 
Lawsonita + albita (zona de alta pressão) 
Illita + muscovita + clorita + albita + 
quartzo 
Estilpnomelano + pirofilita 
Xisto verde Actinolita + epidoto ± albita ± clorita ± 
estilpnomelano (zona de baixa 
temperatura) 
Hornblenda ± actinolita + albita + clorita 
+ epidoto ± granada (zona de alta 
temperatura) 
Clorita + muscovita + albita (zona de 
baixa temperatura) 
Clorita + muscovita + biotita + albita 
Granada + clorita + muscovita (zona de 
alta temperatura) 
Cloritóide + paragonita + muscovita + 
albita 
 
Anfibolito Hornblenda + plagioclásio ± epidoto ± 
granada 
Estaurolita, cianita ou sillimanita + 
muscovita (zona de baixa temperatura) 
Sillimanita + K-feldspato ± muscovita + 
cordierita ou granada 
Sillimanita + granada + cordierita, sem K-
feldspato (zona de alta temperatura) 
Granulito Ortopiroxênio + clinopiroxênio + 
plagioclásio ± olivina ± hornblenda 
(baixa pressão) 
Granada + clinopiroxênio + 
ortopiroxênio + plagioclásio ± 
hornblenda (média pressão) 
Granada + clinopiroxênio + quartzo + 
plagioclásio ± hornblenda (alta pressão) 
Cordierita + granada + K-feldspato + 
sillimanita (pressão moderada) 
Cianita + K-feldspato (alta pressão) 
Hiperstênio, safirina + quartzo (alta 
temperatura) 
Xisto azul Glaucofana + lawsonita Fengita + clorita ou talco + granada, sem 
biotita 
Mg – cloritóide, carfolita 
Eclogito Onfacita + granada, sem plagioclásio, 
sem lawsonita 
Talco + cianita ± granada ± muscovita 
(fengítica) 
 
➔ Minerais e assembléias minerais características de diferentes tipos de metamorfismo 
bárico 
Tipo bárico Metapelito Metabasito 
Baixa pressão Andalusita + cordierita + 
estaurolita + sillimanita + 
Hornblenda + plagioclásio + epidoto 
Hornblenda + cummingtonita 
ilmenita Plagioclásio + olivina 
Ortopiroxênio + clinopiroxênio 
Média pressão Cianita + sillimanita + 
estaurolita + ilmenita + 
rutilo + cordierita + granada 
+ biotita 
Granada + hornblenda + plagioclásio 
Epidoto + hornblenda + plagioclásio 
Hornblenda + estaurolita ou cianita 
Ortopiroxênio + clinopiroxênio + 
granada 
Ilmenita + rutilo 
Hornblenda + cummingtonita 
Alta pressão Lawsonita, cianita, granada, 
talco, jadeíta/onfacita, Mg-
Fe carfolita, 
crossita/glaucofana, rutilo, 
sem biotita 
Lawsonita, zoisita, 
crossita/glaucofana 
Barroisita, jadeíta/onfacita, granada, 
rutilo 
 
➔ Processos e reações metamórficas 
Os processos geram reações que geram texturas. 
 
→ Texturas e processos metamórficos 
Texturas são feições penetrativas em pequena escala. 
Texturas metamórficas refletem os processos de deformação, cristalização e recristalização. 
 
→ Texturas primárias 
– Herdadas da rocha original 
– Qualquer grau de preservação 
– Pseudomorfos de minerais ou texturas/estruturas pré-metamórficas 
– São as texturas do protólito, seja rocha sedimentar ou ígnea 
– Não são metamórficas. 
 
➔ Dissolução por pressão ocorre na diagênese. Pode ocorrer no metamorfismo incipiente ou 
no metamorfismo de baixo grau. 
 
 
 
 
 
➔ Fluxo cataclástico 
é uma textura 
associada ao movimento 
de quebra, moagem, 
movimento de blocos, 
falhas, arqueamento, kink, extinção ondulante, augen, etc. Não necessariamente é 
metamórfica. Relacionado a ambiente rúptil (partes superiores da crosta). Pode ocorrer no 
metamorfismo incipiente ou no metamorfismo de baixo grau. Fragmentação mecânica, 
transporte e rotação de fragmentos. Tecnicamente não metamórficas. 
 
➔ Deformação plástica intracristalina. Pode estar relacionado a qualquer tipo de 
metamorfismo. Não há perda de coesão. Alguns processos podem operar simultaneamente. 
Migração de defeitos. Planos de deslize. Deslocamentos. Limites de grãos geminados. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
→ Recristalização pode ser dinâmica ou estática. Pode estar relacionado a qualquer tipo de 
metamorfismo. Migração do limite do grão. Rotação do sub grão. Difusão no estado sólido. 
Deformação cristal plástica. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
A recristalização pode ser considerada do ponto de vista de sua relação com a deformação. 
Podem ser reconhecias: 
– Recristalização sin tectônica ou dinâmica é aquela que ocorre concomitantemente com 
o processo de deformação. 
– Recristalização pós tectônica ou estática (anneling) é aquela que ocorre após o evento 
da deformação. 
– Recristalização estática primária é aquela em que a energia responsável pelo processo é 
a mesma da recristalização dinâmica, isto é, a energia da deformação elástica devido a 
presença de deslocações. A recristalização continua até que as deslocações nos cristais 
recristalizados tenha quase desaparecido. 
– Recristalização secundaria é aquela que utiliza para sua formação, a energia liberada 
pelo crescimento dos cristais – energia das superfícies dos cristais (surface energy of the 
cristals). 
 
→ Recristalização por migração do limite do grão e rotação do sub grão 
 
 
 
 
 
 
 
 
→ Cristalização reação 
metamórfica. Pode estar 
relacionado a qualquer tipo de 
metamorfismo. 
A cristalização mineral envolve o crescimento de um novo mineral e a formação de um 
mineral metamórfico. 
– Difusão no estado sólido processo de transporte de átomos, íons ou moléculas. 
 
– Difusão de volume 
Autodifusão (aleatória) em que os cristais são quimicamente homogêneos. 
Interdifusão (zoneamento) em que cristais são quimicamente heterogêneos. 
 
– Difusão nos limites dos grãos taxa de difusão (fluxo de matéria) 
Ɛ = – D (dC/dx); onde D = coef. de difusão (T) 
Recrystallization by (a) grain-
boundary migration (include 
nucleation) and (b) sub grain 
rotation. From Passchier and 
Trouw (1996). 
 
Recrystallized quartz with irregular 
(sutured) boundaries, formed by 
grains boundary migration. 
https://pt.wikipedia.org/wiki/%C6%90
– Nucleação do mineral 
– Crescimento do mineral 
– Gera texturas de equilíbrio e desequilíbrio 
– Dissolução de reagentes → difusão → transferência de átomos para a superfície do cristal 
→ nucleação → crescimento. 
 
→ Textura de desequilíbrio mostra evidência/presença de minerais reagentes e produtos na 
mesma lâmina são texturas de desequilíbrio, pois mostra exatamente o momento em que 
ocorreu o desequilíbrio. Em que o mineral A se tornou instável, para formar o mineral B 
instável. Se tem uma textura de desequilíbrio significa que está na reação. 
 
→ Textura de equilíbrio mostra quando está acontecendo a reação. 
 
 
 
 
 
 
→ Textura metamórficas de Alto Strain 
– Maior concentração na deformação rúptil (rasa) do eu na deformação dúctil. 
– Quebra, moagem, fraturamento, rotação 
– Orientação dos filossilicatos 
– Clastos cristais remanescentes “triturados” 
– Porfiroclastos remanescentes maiores em uma matriz “moída” 
– Milonitos 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
→ Texturas de metamorfismo de contato 
– Tipicamente auréolas de plútons rasos (baixa pressão). Cristalização/recristalização é 
quase estática. 
– Texturas isotrópicas (hornfels, granofels) 
– Texturas reliquiares são comuns. 
→ Texturas de metamorfismo regional 
– Dinamotermal cristalização sob condições dinâmicas 
– Orogênia longo tempo formando cadeias de montanhas 
Pode ser associar a vários eventos tectônicos 
Pode ter sofrido várias fases de deformação 
Pode ter associado ciclos metamórficos com um ou mais eventos geradores de raçoes 
metamórficas. 
– Tectonito uma rocha deformada com uma textura que registra a deformação 
– Fabric a configuração espacial e geométrica completa dos elementos texturais. Como está 
arranjo dos minerais, as feições, a forma e as relações entre esses minerais, sendo textura ou 
descrição texturalNo tectonito é possível observar elementos planares e lineares: 
Alto Strain (shear zones) 
– Foliação = elemento textural planar 
– Lineação = elemento textural linear 
 
 Foliação e lineação é o nome genérico para estrutura planar e linear. 
 
 Toda rocha terá elementos planares e lineares. Rocha sedimentar e rocha metamórfica tem 
essa estrutura. Rochas ígneas podem ter elementos lineares e planares associados a 
estruturas de fluxo. 
 
 Isógrada revela a pressão e a temperatura na qual os minerais se formam. É mapeavél. 
Linha que une os pontos de primeiro aparecimento de um mineral índice. São linhas que 
limitam rochas de mesmo grau metamórfico (representa a transição de uma zona 
metamórfica para outra). O grau metamórfico é caracterizado por associações (assembléias) 
mineralógicas específicas. 
 
➔ Processos e reações metamórficas 
Se observar as isógradas como reações, pode-se: 
– Entender quais variáveis físicas devem influenciar na localização de uma isógrada em 
particular. 
– Capaz de estimar as condições de P, T e X que uma isógrada 
representa. 
 
1. Transformações de fases 
– Transformações de fases isoquímicas (polimorfos de SiO2 ou Al2SiO5 
ou grafita–diamante ou calcita–aragonita) 
– As transformações dependem somente da temperatura e pressão, já que 
a química não muda. 
 
 
2. Exsolução 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
3. Reações sólido-sólido 
– Envolvem somente sólidos. 
– Diferem das transformações entre polimorfos: envolvem sólidos de diferentes 
composições, e assim o material necessita ser difundido de um local a outro para que a 
reação se processe. 
 
Exemplos: 
NaAlSi2O6 + SiO2 = NaAlSi3O8 
 Id Quartzo Albita 
MgSiO3 + CaAl2Si2O8 = CaMgSi2O6 + Al2SiO5 
 Em An Diopsídio Andaluzita 
4(Mg, Fe)SiO3 + CaAl2Si2O8 = (Mg, Fe)3Al2Si3O12 + Ca(Mg, Fe)Si2O6 + SiO2 
Diagrama de fase T-X do sistema albita-ortoclásio a uma pressão 
de H2O de 0,2 GPa. 
Ortopiroxênio Plagioclásio Gnt Clinopiroxênio Quartzo 
– Se os minerais contêm voláteis, os voláteis devem ser conservados na reação de forma que 
nenhuma fase fluida seja gerada ou consumida. 
Por exemplo, a reação: 
Mg3Si4O10(OH)2+4 MgSiO3 = Mg7Si8O22(OH)2 
 Tlc Em Anth 
Envolve fases hidratadas, mas conserva H2O. Portanto, pode ser tratada como uma reação 
sólido-sólido. 
4. Reações de Devolatização 
– Gera voláteis. 
– Ocorre na maioria das reações metamórficas comuns. 
– Os sistemas H2O-CO2 são os mais comuns, mas os principais são os mesmos para 
qualquer reação envolvendo voláteis. 
– As reações não são dependentes somente da temperatura e pressão, mas também da 
pressão parcial de fluido das fases voláteis. 
– Permite que a fase fluida seja desenvolvida. 
– Por exemplo a localização, no diagrama de fase P-T, da reação de desidratação: 
 KAl2Si3AlO10(OH)2 + SiO2 = KAlSi3O8 + Al2SiO5 + H2O 
 Ms Qtz Kfs Sill W 
Depende da pressão parcial de H2O (pH2O) 
 
– pH2O pode se tornar menor do que a PLith por duas maneiras: 
Pfluido < PLit por dessecamento da rocha e redução do conteúdo de fluido 
Pfluido = PLit, mas a água do fluido pode ser diluída por adição de um outro 
componente fluido, como CO2 ou outra fase volátil. 
p = pressão de fluido 
 
A curva de equilíbrio representa o equilíbrio entre os reagentes e produtos 
sob condições sub saturadas em H2O (pH2O)/pressão de fluido = pressão 
litostática. 
 
 Quanto mais água tiver, a reação vai ocorrer em maior temperatura, na 
fase fluida presente na rocha. 
 
5. Reação de decarbonatizaçao 
CaCO3 + SiO2 = CaSiO3 + CO2 
Calcita Quartzo Wo 
Estabilidade termal máxima da assembleia mineral com carbonato 
ocorre a puro XCO2. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Reação ocorre a menor temperatura 
se adicionar H2O (e.g. XCO2 < 0.1) 
 
Eixo z = temperatura 
Eixo x = fração molar 
Eixo y = pressão 
Impureza
Intersticial
Substitucional
 
 
 
 
6. Reações com voláteis mistos 
Há cinco tipos de reações de devolatização, cada qual com uma única configuração no 
diagrama T-X. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
A temperatura de uma isógrada baseada numa reação de devolatização é sensível a 
composição da espécie volátil envolvida (e.g. XH2O). 
A composição dos fluidos envolvidos tem que ser determinada no sentido de interpretar a 
história da pressão e temperatura das rochas. 
 
➔ Esses processos metamórficos geram as texturas nas rochas 
 
➔ Inclusões fluidas 
Princípios básicos – defeitos cristalinos 
– Cristais perfeitos são desconhecidos na natureza, sendo impossíveis de criar em 
laboratório. 
– Cristais imperfeitos 
Defeitos pontuais, lineares, planares (esc. microscópica). 
Defeitos visíveis (escala macroscópica). 
– Imperfeiçoes são inclusões sólidas e gasosas. Fornece informações úteis para o 
entendimento de processos físicos e químicos que ocorrem durante o crescimento de cristais 
na natureza. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Deformação plástica 
intracristalina
Recristalização
Cristalização
Reação 
metamórfica
Sólido-sólido
Devolatilização
Desitratação
Descarbonatação
Volatéis Mistos
Reação 
metamórfica
Tamanho relativo 
Curvas de equilibro isobárico das reações (1) a (20) no sistema MgO-SiO2-H2O-CO2 
Campo de tensão compressiva Campo de estresse tenso 
 
 
 
 
 
 
 
→ Classificação de defeitos baseada na dimensionalidade 
0D (defeitos 
pontuais) 
1D (defeitos lineares) 2D (superfície/interfaces) 3D (defeitos de volumes) 
Vacância Deslocação Superfície Geminações 
Impureza Deslocação Limite interfásico Precipitados 
Frenkel defect Extinção Limite de grão Região falhada 
Schottky defect Limite de geminação Cavidade/fendas 
 Falhas de empilhamento Vibração termal 
 Limite anti-fase 
 
→ Imperfeiçoes em sólidos 
Condições para substituição em soluções solidas (S.S.) 
Regras de Hume – Rothery 
1. Δr (raio atômico) <15% 
2. Proximidade na tabela periódica, i.e., eletronegatividades similares 
3. Mesma estrutura cristalina para metais puros 
4. Igualdade de valência 
Tudo sendo igual, um metal terá uma maior tendencia em dissolver um material de maior 
valência do que um de menor valência (assim fornece mais elétrons para a nuvem). 
 
➔ Zona de sutura o que era o limite entre dois continentes antes da colisão. Sendo um plano 
que limita dos continentes. Como por exemplo separa dois continentes, onde separa o 
continente A de um lado e o continente B de outro lado. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
➔ Tramas planares/tipos de foliações (que define foliação) 
A. Bandamento composicional há bandas com minerais máficos e bandas com 
minerais félsicos. Foliação mais comum em gnaisse. 
B. Orientação preferencial de minerais planares, listras orientadas. 
C. Orientação preferencial de limites de grãos e forma de grãos 
deformados minerais que sofreram estiramento. 
D. Variação granulométrica diferença de granulometria. Pode marcar 
foliação na rocha. 
E. Orientação preferencial de minerais planares em matriz sem orientação 
preferencial agregado de menor % na rocha. Plano descontínuo. 
F. Orientação preferencial de agregados de minerais lenticulares plano 
descontínuo. 
Partícula de uma segunda fase: 
– Composição diferente 
– Estrutura diferente 
Diferentes cores de extinção para um mesmo cristal é indicativo de 
deformação. 
G. Orientação preferencial de fraturas ou microfraturas muitas fraturas em uma rocha 
dá um aspecto de foliação. 
H. Combinação de A, B e C onde elementos diferentes podem gerar uma estrutura planar. 
 
➔ Tipos de Lineações 
A. Orientação preferencial de agregados de minerais 
elongados 
B. Orientação preferencial de minerais elongados 
C. Lineação definida por minerais placóides 
D. Eixos dedobras (especialmente de crenulações) 
E. Elementos planares intersectantes (lineação de 
intersecção) 
 
➔ Cristais pré cinemáticos 
A. Cristal arqueado com extinção ondulante 
B. Foliação contornando um porfiroblasto 
C. Sombra ou franja de pressão 
D. Kink bands ou dobras 
E. Microboudinage 
F. Geminação deformada 
 
 
➔ Cristais pós cinemáticos 
A. Dobras helicíticas 
B. Cristais orientados aleatoriamente 
C. Arcos poligonais 
D. Chiastolia 
E. Borda tardia, livre de inclusões em um porfiblasto 
F. Pseudomorfo agregado aleatoriamente 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
➔ Cristais sin cinemáticos tendem a ter uma deflexão da foliação. 
 
 
 
 
Texturas típicas de cristais pós cinemáticos 
 
Microboudinagem paracristalina 
Porfiroclastos espirais 
Granada snowball 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
➔ Snowball similar à textura rotacional, mas, as inclusões têm forma de espiral. Incorpora a 
foliação durante o seu crescimento. Rotação da matriz ao redor de um cristal estático ou 
mineral rotacionando simultaneamente. 
 
➔ Análise de rochas deformadas 
– Eventos deformacionais: D1, D2, D3... 
– Eventos metamórficos (acrescimento de mineral metamórfico): M1, M2, M3... 
– Foliações: S0, S1, S2, S3... 
– Lineações: L0, L1, L2, L3... 
S0 e L0 se refere a estruturas planares ou linear gerada durante o processo sedimentares. 
É possível representar em diagramas de metamorfismo-deformação-tempo a cristalização de 
cada mineral. 
 
 Si para foliação ígnea. 
 
 Li para estrutura linear formado durante o processo ígneo. 
 
 S0 é sedimentar. 
 
 L0 paleo corrente – sedimentar. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
➔ Deformação não pode ter o mesmo estilo ou 
mesmo não ser contemporânea durante uma 
orogenia. 
– Estágio I: D1 no ante arco (A) migra para 
longe do arco com o tempo. A área (B) pode sofrer alguma deformação associada a intrusão 
do plúton. A área (C) não sofre deformação. Ambiente compressional. 
 
 
 
 
 
– Estágio II: D2 superpõe D1 no ante arco (A) na forma de dobramento sub horizontal e 
back thrusting à medida que é empurrado contra o embasamento do arco. Área (C) começa a 
nova subducção com empurrões e dobramentos migrando em direção a fossa. Ambiente tipo 
os Andes. Arco magmático continental do tipo andino. 
Pós – cinemático: Si é idêntico e 
contínua a Se. 
Pré – cinemático: Porfiroblastos são 
pós S2. Si é herdada de uma deformação 
anterior. 
Se contorna o porfiroblasto em (c) e 
uma sombra de pressão se desenvolve. 
 
Sin – cinemático: porfiroblastos 
rotacionados nos quais Si é contínua com Se 
sugerindo que a deformação não impediu o 
crescimento do porfiroblasto. 
 
 
 
 
 
 
– Estágio III: Acreção deforma todo o pacote. No embasamento crustal mais resistente é 
impresso um evento D1. O D2 superpõe D1 no ante arco (A) e nas estruturas em (B). A área 
(C) na zona de sutura sofre a deformação D3 superpondo dobras recumbentes D2 e foliações 
D1. 
 
 
 
 
 
 
Arco de ilha juvenis tendem a gerar magmatismo básico. Arcos de ilha maduro gera 
magmatismo ácido. 
 
– A deformação não pode ter o mesmo estilo ou mesmo não ser contemporânea durante uma 
orogenia. 
Após soerguimento e erosão, orógeno deverá ter esta configuração. 
Compartimentação tectônica do orógeno, onde a faixa orogenética deve ser 
compartimentada em domínios tectônicos que vão refletir cada um dos ambientes das fotos 
acima. 
 
➔ Evidencias do equilíbrio químico no metamorfismo 
Estudos regionais 
A. Uniformidade de assembléias minerais 
B. Variações sistemáticas na assembleia mineral 
 
→ Evidências de equilíbrio no metamorfismo 
Estudos petrográficos – texturas – contatos entre minerais 
a. Ausência de zoneamento 
b. Ausência de bordas de reação e/ou núcleos relictos 
c. Não coexistência de fases incompatíveis (exemplo quartzo e 
coríndon) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
→ Termodinâmica e Metamorfismo 
– Assembléia mineral reflete condições de T, P, (PF) e X. 
– No equilíbrio, a mineralogia (e a composição de cada mineral) é determinada por T, P e 
X. 
– Paragênese mineral = assembleia mineral que ocorre em equilíbrio. 
– Minerais relictos ou produtos de alteração tardia são excluídos = associações de 
minerais. 
 
→ Conceito de Equilíbrio 
– Sistema em equilíbrio = resultante das forças é zero 
– Equilíbrio = equilíbrio mecânico, químico e térmico 
– Exemplo: matacão parcialmente emerso em rio 
Equilíbrio mecânico? Sim (pode ser estático ou dinâmico) 
Equilíbrio químico? Não (dissolução de CaCO3) 
CaCO3 + H2O = CaO + CO2 + H2O 
Equilíbrio térmico? Não (expansão e contração) 
– Equilíbrio termodinâmico existe quando os três tipos de equilíbrio coexistem. 
 
→ Equilíbrio 
– Sistema = rocha → grupos composicionais: pelitos, básicas, ultrabásicas, carbonáticas e 
quartzo feldspática. 
– Fases do sistema 
– Componentes de fases (Σ o somatório da química dos minerais, dará a química do sistema, 
sistema) 
– Equilíbrio configuração mais estável dos átomos do sistema 
– No Equilíbrio não ocorrem mudanças no número e composição das fases do sistema 
– Mudanças nas condições de P e T (e X) levando a um novo equilíbrio 
– Transformações = reações metamórficas 
 
→ Estados de Equilíbrio 
– Instável caindo ou rolando 
– Estável em repouso no menor estado de energia 
– Metaestável em local de condições intermediárias de energia 
 
→ Termodinâmica e Metamorfismo 
Por que ocorre uma reação metamórfica? 
1. Paragênese A (equilibro em T, P e X) 
2. Força externa modifica T, P e/ou X 
3. Paragênese A em desequilíbrio 
4. Para se manter a paragênese A deve consumir energia 
5. Ocorre reação espontânea para formar minerais com menos gastos de energia 
6. Formação da paragênese B. 
➔ Leis da Termodinâmica 
Equilíbrio X Reação metamórfica 
 
1ª Lei da Termodinâmica “A energia interna (E), de um sistema isolado é constante. Em 
um sistema fechado, não pode haver perda ou ganho de massa, mas pode haver mudança de 
energia (dE). Esta variação na energia será a diferença de calor (Q), perdido ou ganho e o 
trabalho (W) realizado no sistema” 
Equivalência entre calor e trabalho: 
dE = dQ – dW 
 
– Energia livre de Gibbs é uma medida da energia química de um sistema. Depende de T, 
P e X. 
Energia livre de Gibbs para uma fase: 
dE = dQ – dW → G = H – TS 
Onde: 
G = Energia livre de Gibbs 
H = Entalpia (quantidade de calor) 
T = Temperatura em Kelvins 
S = Entropia (grau de desordem) 
 
ΔG = ΔH – TΔS ΔG = (Gprod – Greag) 
G é uma função de P e T (dG = VdP – SdT) 
 
 
 
 
 
 
 
 
Sistemas naturais tendem ao menor estado de energia. 
A estabilidade do mineral está ligada a energia. 
 
Reações espontâneas 
ΔG = ΔH – TΔS 
ΔG = (Gprod – Greag) 
ΔG < 0 – reação espontânea 
ΔG = 0 – não ocorrem mudanças (Equilíbrio) 
ΔG > 0 – reação não espontânea 
 
 
ΔG = ΔH – TΔS 
ΔG = (Gprod – Greag) = (Hprod – Hreag) – T (Sprod – Sreag) 
Quais são as reações espontâneas? 
ΔH < 0 – reação exotérmica → ΔG < 0 – reação espontânea 
Perda de calor → Temperatura ↓ 
 
ΔH > 0 – reação endotérmica → ΔG > 0 reação não espontânea 
Ganho de calor → Temperatura ↑ 
 
 A maior parte das reações metamórfica é endotérmica. Por que ocorrem? 
 
– Entropia (S) reflete o grau de desordem do sistema. 
ΔS > 0 – aumento da desordem 
ΔS < 0 – aumento da ordem 
Exemplos: Microclina (menor temperatura) – ortoclásio (maior temperatura) 
Grafita (menor temperatura) – diamante (maior temperatura) 
Temperaturas mais altas levam ao aumento da desordem 
 
A natureza tende a diminuir todo o estado de organização da matéria. 
Exemplos: magmas e encaixantes. 
Lago em platô x rio descendo para o mar 
Cristais de microclina – ortoclásio 
O aumento da entropia leva ao maior equilíbrio na energia do sistema. 
Processoslevam a eliminação de contrações de energia. 
 
dE = dQ – dW 
dE = TdS – PdV 
G = E + PV – TS 
dG = VdP – SdT 
dΔG = ΔVdP – ΔSdT 
2ª Lei da Termodinâmica se um sistema está isolado e nenhuma energia pode fluir para 
ele, estão em um sistema fechado, qualquer aumento na energia térmica irá causar um 
aumento na desordem do sistema. (Relação entre temperatura e entropia). 
Se ΔH > 0, para ΔG < 0, então T ΔS > 0 → Sprodutos > Sreagentes 
TΔS > ΔH (ΔH > 0 → reações endotérmicas) 
ΔG = ΔH – TΔS 
Reações endotérmicas que levam ao aumento da desordem do sistema ocorrem 
espontaneamente. 
 
→ Conclusão 
As reações metamórficas ocorrem em busca de um novo equilíbrio, gastando a menor 
quantidade possível de energia: 
ΔG = ΔH – TΔS 
São favorecidas as reações exotérmicas (ΔH < 0) ou reações endotérmicas (ΔH > 0) com 
grande variação de entropia (TΔS > ΔH). 
 
→ No metamorfismo progressivo há a preservação das paragêneses de pico termal (ΔH > 0, 
de reações endotérmicas, onde temperatura ↑) e com TΔS > ΔH. 
 
→ No metamorfismo retrogrado não há ocorrência de reações completas (ΔH < 0, de reação 
exotérmica, onde temperatura ↓) 
A entrada de fluidos no sistema modifica as condições de equilíbrio e pode catalisar as 
reações. 
 
➔ Cinética das reações metafóricas 
Com que velocidade ocorrem as reações metamórficas? 
Uma reação química envolve: 
a. Quebra de ligações químicas 
b. Migração (difusão) iônica 
c. Reagrupamento dos íons e átomos, formação de novas estruturas (novos minerais) – 
nucleação 
d. Alimentação e crescimento dos núcleos – crescimento. 
 
→ Cinética das reações metamórficas x Metaestabilidade 
Termodinâmica determina as condições de P e T de equilíbrio de fases minerais 
Com que velocidade ocorrem as reações metamórficas? 
A que taxas o equilíbrio é alcançado? 
Depende de: 
a. Temperatura 
b. Fluidos 
c. Cisalhamentos (tem a ver com a movimentação) 
d. Estrutura cristalina dos compostos 
e. Taxa de difusão iônica no estado sólido (para silicatos é baixa – D = 10-14 m2/s); i.e., um 
íon precisa de 50.000 anos para migrar 1 cm) 
Metamorfismo regional: 10 milhões de anos 
Íon move-se em média 2 metros (isoquimismo/presença de inclusões sólidas/relictos) 
 
→ Estágio de transição entre reagentes e produtos: complexos ativados 
– Energia de ativação (Ea) é a energia mínima necessária para a ocorrência de uma 
reação 
– Barreia energética a ser ultrapassada 
– Ea altas pequenas taxas de reação 
– Ea baixas reações mais rápidas 
– Velocidade das reações é dada por: 
K = Ae-Ea/RT 
 
➔ A regra das fases nos sistemas metamórficos 
Regra Mineralógica das Fases de Goldschmidt ou Regra Mineralógica das Fases ou Regra 
das Fases 
F = C – P + 2 
F = número de graus de liberdade do sistema (número de variáveis independentes do 
sistema, as variações ocorrem sem que haja mudanças no número ou na natureza das fases 
presentes). 
C = número de componentes de fases do sistema. 
P = número de fases do sistema 
 
→ Conceitos importantes 
Sistema: rocha 
Fases: minerais 
Componentes exemplos: 
a. Vapor d’água, água e gelo (H2O) 
b. Andalusita e cianita (Al2SiO5) 
c. Quartzo, coríndon e andalusita (SiO2, Al2SiO3) 
 
 A partir da mineralogia é possível definir a química do sistema. 
 
→ Sistema H2O 
Qual a temperatura de um copo de água? 
Qual a temperatura da água coexistindo com vapor d’água? 
 
 
 
 
 
 
 
 
→ Sistema Al2SiO5 
C = 1 
P = 1 comum 
P = 2 raro 
P = 3 somente nas condições específicas do ponto invariante (~ 0.37 GPa e 500°C) 
 
 
 
 
 
 
➔ Variações composicionais e a Regra 
das Fases 
Parâmetros composicionais devem ser 
considerados no caso da existência de soluções 
sólidas. 
Ainda assim, o número de graus de liberdade (variações interdependentes) pode ser 
calculado pela regra das fases. 
Exemplo: 
Mica (Na, K) Al3Si3O10(OH)2 
Quartzo SiO2 
Cianita Al2SiO5 
Feldspato (Na, K) AlSi3O8 
Fluido H2O 
F = 5 – 5 + 2 
F = 2 duas das quatro variáveis são independentes 
Se cianita, for removida F = 5 – 4 + 2 = 3 (três das variáveis são independentes). 
 
→ Aplicação da regra das fases as rochas naturais 
– Análise típica de pelito contém: 
SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, MnO, CaO, Na2O, K2O, H2O (> s) 
P, S, B, F, Sr, Ba e Zr em pequenas quantidades + traços de outros elementos 
Total 18 componentes. 
 
– Minerais: muscovita, biotita, granada, clorita, plagioclásio, quartzo, turmalina, ilmenita, 
pirrotita, apatita e zircão. 
Total 11 fases (12 se tiver fluidos nos poros). 
 
– Pela regra das fases: 
F = C – P + 2 
F = 18 – 11 + 2 
F = 5 
As assembléias minerais podem coexistir em um grande intervalo de condições 
metamórficas. 
Os componentes menores que ocorrem somente em um mineral podem não ser considerados 
no cálculo do grau de liberdade por não participarem de reações metamórficas. Assim 
temos: 
F = 11 – 11 + 2 
F = 2. 
 
➔ Reações metamórficas e a Regra das Fases 
A. Descontínuas ou Univariantes 
Nas reações que ocorrem a temperatura e pressões específicas, reagentes e produtos estão 
em equilíbrio ao longo de uma curva univariante (sistema tem 1 grau de liberdade). 
F = C – P + 2 
F = 1 – 2 + 2 
F = 1 
Acontece mais frequentemente em rochas pelíticas. 
 
→ Reações univariantes nos pelitos (F = 1) 
NKFMASH – componentes químicos do sistema pelítico. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
B. Reações Contínuas ou Bivariantes 
Quando as fases envolvidas incluem soluções sólidas, é possível que as 
reações ocorram sob diferentes condições de acordo com a composição 
das fases. 
Exemplo: ebulição da água salgada. F = 2 – 2 + 2 onde, F = 2. 
 
Fases: 
Muscovita (Na, K) Al3Si3O10(OH)2 
Quartzo SiO2 
Cianita Al2SiO5 
Feldspato (Na, K) AlSi3O8 
Fluido H2O 
 
Componentes: SiO2, Al2O3, Na2O, K2O, 
H2O. 
F = 5 – 5 + 2 
F = 2 
 
 Gráfico T-X, quanto maior a quantidade de água, menor a temperatura. 
 
Ocorrem quando reagentes e produtos são soluções solidas com o mesmo tipo de 
substituição iônica. Reações desse tipo podem ocorrer progressivamente de forma que os 
reagentes e produtos podem coexistir ao longo de um intervalo de pressão e temperatura 
(campo bivariante). 
 
 
 
 
 
 
 
 
Quando a granada chega no T3 sua composição é a mesma da clorita inicial. 
 
→ Reações marcadamente contínuas 
Reações desse tipo ocorrem quando reagentes e produtos são soluções sólidas com 
diferentes tipos de substituição iônica. Há pelo menos mais uma variável no sistema de 
modo que reagentes e produtos podem coexistir ao longo de um intervalo de pressão e 
temperatura (campo multivariante). F > 2. 
Na (AlSi3O8) = NaAlSi2O6 + SiO2 
 albita jadeíta quartzo 
 
Albita – anortita: Na, Si – Ca, Al 
Jadeíta – diopsídio: Na, Al – Ca, Mg 
Jadeíta – aegirina: Na, Al – Na, Fe3 
 Jadeíta é um membro final dos piroxênios. 
 
➔ Diagrama de fases metamórficos (Diagramas composicionais e Diagramas P – T) 
Representação gráfica das paragêneses minerais 
 
→ Diagramas composicionais mostram os efeitos que diferentes químicas 
(rochas de composições distintas) tem sobre as associações minerais 
produzidas. 
São construídos para valores específicos de pressão e temperatura para mostrar as possíveis 
composições minerais e assembleias minerais que podem estar em equilibro nas condições 
de interesse. 
 
– Diagrama ternário CaO – SiO2 – Al2O3 
Coríndon – Al2O3 
Quartzo – SiO2 
Sillimanita – Al2SiO5 
Wollastonita – CaSiO3 
Anortita – CaAl2SiO2O8 
Grossulária – Ca3Al2(SiO4) 
 
 
Diagrama ternário CaO – SiO2 – Al2O3 
F = C – P + 2 → Para cada triângulo P = 3, com C = 3 
F = 2 (Pressão e temperatura são independentes dentro de um certo intervalo). 
 
 
 
 
 
 
 
 
Diagrama ternário CaO – SiO2 – Al2O3 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Diminuição de temperatura Aumento de temperatura 
 1 glossulária + 1 quartzo → 2 wollastonita + 1 anortita 
 1 Ca3Al2(SiO4)