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Processos Metamórficos
Processos Metamórficos
1 – Introdução 
2- Princípio de Reações metamórficas
3 - Mudanças de temperatura e pressão na crosta e no 
manto
4 – Gases e fluidos
5- Tempo e metamorfismo
6 - Reações metamórficas
1. Introdução
Reações podem mudar % de minerais em uma rocha.
Sil + Grt + Bt  Crd + Grt + Bt + Qtz + Fk
Reações podem mudar composições de minerais.
% de anortita em plagioclásio
Estrutura da rocha pode mudar.
Clivagem, xistosidade, veios, porfiroblastos.
• Rochas são misturas de fases.
• Rochas são sistemas termodinâmicos 
heterogêneos.
• Fases: subespaços quimicamente 
homogêneos.
• Minerais, fluidos aquosos, gases e líquidos são 
as fases termodinâmicas de rochas. 
• Estas fases são misturas químicas de um 
número de componentes de fase (soluções 
sólidas). 
Composição da rocha pode mudar por adição ou 
remoção de componentes.
K2O, MgO e FeO dissolvidos em fluidos
Processos metamórficos são causados por 
desequilíbrios transitórios no manto e na 
crosta: 
Químicos
Termais
Mecânicos
• Desequilíbrios resultam de processos 
geológicos de grande escala. 
• Estes processos param quando é atingido o 
equilíbrio. 
• Processos metamórficos são combinação de:
1) Reações químicas entre minerais, 
entre minerais e gases, líquidos e fluidos 
(sobretudo H2O) 
2) Transporte e troca de substâncias e de calor 
onde as reações ocorrem.
• Fluido aquoso é crítico para reações químicas 
e transporte químico.
• Metamorfismo  tempo
2. Princípios de Reações 
Metamórficas
Princípios de reações metamórficas
albita + qtz sob 1,25 GPa e 550°C
Nestas condições os dois minerais têm valores 
únicos de energia livre de Gibbs (G)
• Energia livre de Gibbs (G) é um potencial 
termodinâmico (joules/mol).
• G depende de P e T
• A energia livre de Gibbs de minerais e de suas 
misturas tem valores negativos. 
Ex. G de albita a 900K e 0,1 MPa é -3.257,489 kJ/mol 
• A energia livre de Gibbs total da rocha é a 
soma da energia livre de Gibbs de suas partes:
nAbGAb + nQtzGQtz
n = número de moles da substância
Albita (NaAlSi3O8)
mistura de jadeíta (NaAlSi2O6) + quartzo (SiO2)
• A energia livre da rocha com Ab + Qtz é 
designada GAQ
GAQ = GAb + GQtz
• A energia livre da rocha com Jd + 2Qtz é 
designada GJQ
GJQ = GJd + 2GQtz
Rocha  NaAlSi4O10
mistura de jadeíta (NaAlSi2O6) + 2 quartzo (SiO2)
Os valores calculados de G de minerais 
dependem de P e T. 
Os cálculos são feitos com dados 
termodinâmicos. 
• Pelas leis da termodinâmica:
Sempre a mistura com menor G será estável 
 assembleia de fase de equilíbrio
A outra mistura será metaestável.
• Quais das duas fases possíveis (Ab + Qtz) ou Jd 
+ Qtz) estarão presentes em Th?
Bucher & 
Grapes 2011)
• Em Th, GAQ é mais negativo que GJQ.
albita + quartzo são estáveis.
GAQ = GAb - GQtz
GJQ = GJd - 2GQtz
DG é a diferença de energia livre das duas 
rochas de composição idêntica, mas com 
minerais diferentes.
DG = GAQ - GJQ = GAb - GJd - GQtz
DG é a diferença de energia livre das duas 
rochas de composição idêntica, mas com 
minerais diferentes.
1 NaAlSi2O6 + 1 SiO2 = 1 NaAlSi3O8
A mudança da energia livre de Gibbs da reação 
DGr é dada por
DGr = GAb - GJd - GQtz
DGr < 0 
Produtos estáveis e reagentes metaestáveis
• Em Th, DGr é negativo 
 Ab + Qtz estáveis
 Jd + Qtz metaestáveis
Bucher &
Grapes (2011)
Em Tl, DGr > 0 
Reagentes estáveis e produtos metaestáveis
 Jd + Qtz estáveis
 Ab + Qtz metaestáveis
Bucher & Grapes (2011)
DGr = 0 
Reagentes e produtos são estáveis.
Condições de equilíbrio da reação. 
Ponto Te
Bucher & Grapes (2011)
O diagrama P-T é o mapa da energia livre de 
Gibbs. 
Se T e P mudam, uma nova assembleia com 
menor G substitui a antiga e se torna estável.
Assembleias estáveis não podem ser 
distinguidas daquelas metaestáveis pela 
petrografia.
O equilíbrio metaestável não pode ser separado 
(petrograficamente) do equilíbrio estável.
A persistência metaestável é comum em rochas 
metamórficas.
Desequilíbrio: observado em rochas que 
sofreram reações químicas interrompidas 
antes de se atingir o equilíbrio químico. 
Passchier & Trouw (2005)
Desequilíbrio pode existir em diferentes escalas:
- grandes corpos de rocha na crosta, 
- camadas de rochas diferentes em um 
afloramento,
- domínios em uma lâmina,
- Entre dois minerais em contato mútuo,
- Qualquer mineral zonado.
Persistência de minerais metaestáveis reflete 
condições de cinética de reação. 
Taxa de reação de um mineral pode ser mais 
lenta que a taxa de resfriamento da rocha.
Falta de energia de ativação  afeta cinética de 
reação. 
A cinética de reação em rochas é muito sensível 
à ausência de água. 
Fluidos aquosos servem como solvente e como 
meio de reação entre minerais. 
Assembleias em desequilíbrio e metaestáveis 
 rochas metamorfisadas sem fluido. 
Fluidos aquosos não ocorrem em rochas de alto 
grau. 
Desequilíbrios textural e químico são esperados 
em rochas de fácies granulito sem minerais 
hidratados e sem fluidos aquosos.
Evidência de desequilíbrio:
Bordas de reação;
Simplectitos;
Substituição parcial;
Corrosão e dissolução de minerais.
Passchier & Trouw (2005)
Coroa (borda de reação)
simplectito
Zoneamento químico
Outro exemplo de desequilíbrio:
Transferência de massa química em contatos de 
rochas incompatíveis resultam na formação de 
“carapaças” de reação (metassomatismo).
Qtz + Fk + Pl ± Bt
Si
granito
harzburgito
Fo + En
100 m
talco
biotita
falha
Bucher & Grapes (2011)
Mg
Zonas ricas em biotita, clorita ou anfibólio 
resultam de desequilíbrio em escala 
macroscópica e transporte químico (blackwall). 
• Comunicação química, transporte e reação 
são mais eficientes na presença de fluidos 
aquosos.
• Fluidos devem estar em contato com limites 
de grãos das rochas. 
3. Mudanças de temperatura e 
pressão na crosta e no manto
Quais tipos de processos geológicos provocam 
mudanças de P e T na crosta e no manto?
Qualquer força aplicada em uma rocha causará 
fluxo ou transferência de uma propriedade.
reduzir a intensidade de força aplicada.
Distribuição de temperatura não uniforme 
Transferência de calor (Q) perpendicular às 
isotermas (da alta T para baixa T). 
JQ = taxa de transferência de calor por área
LQ = constante dependente do material e sua
condutividade (k).
T gradiente de temperatura.
JQ = - LQ T 
3.1. Fluxo de Calor e Geotermas
Lei de Fourier: transferência de calor de local de 
maior T para local de menor T.
Ex. Terra 
Interior quente e superfície fria  fluxo de calor
Watt/m2 = HFU (heat flow unity)
1 HFU = 0,042 W/m2
Bucher &
Grapes (2011)
Maiores fluxos de calor  cadeias mesooceânicas
Menores fluxos de calor  crátons antigos
Fluxo de calor no interior da Terra: 30 mW/m2
Variação do fluxo de calor na superfície da 
Terra: 
30 a 120 mW/m2
1) Fluxo de calor do interior resulta em fluxo de 
calor condutivo (Lei de Fourier).
2) Transporte de calor por fluxo de massa 
convectiva no manto.
3) Transporte de calor gerado por decaimento 
de elementos radioativos.
Geotermas transitórias
Fluxo de calor pode resultar de:
- Movimento de placas litosféricas em relação aos 
sistemas de convecção. 
- Regimes termais anormais em zonas de subducção.
- Colisão continental  espessamento
- Formação de nappes
- Transferência por magmas. 
Bucher & Grapes (2011)
3.2. Mudanças de Temperatura e Reações 
Metamórficas
Capacidade de calor: determina quanto a temperatura 
aumenta em relação ao calor adicionado.
Capacidade de calor de rochas silicáticas: 1 kJ/kg°C
Quando aquecidas, as rochas se ajustam por reações 
minimizando a energia livre de Gibbs total. 
Bucher & Grapes (2011)
3.3. Variações na Pressão
• Pressão litostática: ± isotrópica
 depende da profundidade e da densidade 
das rochas 
P = ρgz
P na base de um orógeno (70 km) 
1,8 Gpa = 18 kbar
P em uma zona de subducção (100 km) 
3,0 Gpa = 30 kbarP na base de uma bacia sedimentar
P na transição rúptil-dúctil (12 km)
0,3 Gpa = 3,0 kbar (300°C)
P na base da crosta continental (35 a 40 km) 
1,0 Gpa = 10 kbar
• Pressão dirigida
 Colunas de rochas adjacentes com densidades 
diferentes: 
 diferenças de pressão fluxo de fluidos 
 Forças tectônicas.
Mudanças de volume associadas a mudanças de 
temperatura e composição. 
• Pressão dirigida migração de componentes
 bandamento metamórfico 
 trama 
 dissolução por pressão
• Redistribuição do material  redução da 
pressão não isotrópica
4. Gases e fluidos
Rochas sedimentares 
minerais hidratados
Sedimentos marinhos 
 estado hidratado máximo
Com adição de calor:
Assembleia hidratada  assembleia menos hidratada 
ou 
assembleia anidra + H2O
Metamorfismo progressivo
Se a crosta recebe menos calor que o necessário 
para manter a geoterma, haverá resfriamento 
e potencialmente metamorfismo retrógrado. 
• Vapor é uma fase muito compressível.
• Seu volume depende muito da pressão e da 
temperatura. Fig. 3.10. 
Bucher & Grapes (2011)
Baixa T e dependendo 
da pressão.
 H2O é líquido de alta 
densidade 
ou 
 H2O é vapor de baixa 
densidade 
• No ponto crítico (374°C), vapor e líquido têm a 
mesma densidade.
• Sob T maiores que a do ponto crítico a fase 
H2O é simplesmente um fluido.
• Acima de 374°C a água em sistemas 
metamórficos é chamada de fase fluida ou 
fluido.
• O ponto crítico de H2O é 374°C e 21,77 MPa
• Origem de fases aquosas
1) Águas reliquiares de rochas sedimentares
2) Desidratação de minerais hidratados
3) Água meteórica
4) Água magmática liberada de câmaras 
magmáticas em solidificação. 
• Na crosta inferior e em segmentos crustais 
com muitas rochas carbonáticas, CO2 pode ser 
um componente importante da fase fluida. 
• Até temperaturas de 265°C (a 200 MPa), 
misturas de H2O e CO2 formam duas fases 
separadas.
• Acima de 265°C, H2O e CO2 formam soluções 
contínuas variando de puro H2O para puro 
CO2. 
• Fluidos aquosos podem ter quantidades 
significativas de sais dissolvidos (NaCl). 
• Salmouras ricas em NaCl podem se separar 
em salmoura aquosa densa e fase vapor rica 
em CO2 de baixa densidade.
• Esta separação pode ocorrer em graus 
metamórficos mais elevados. 
• Fração molar de H2O
nH2O
XH2O = 
nH2O + nCO2
n = número de moles
• Fluidos da desidratação são transportados por 
canais interconectados.
• Se a produção de H2O é maior que o 
transporte: 
 pressão de fluido > pressão litostática
fraturamento hidráulico
fraturamento hidráulico
 sistema canalizado de transporte da 
água de desidratação.
• O contraste de densidades entre fluido e
rocha produz grande força de flutuação e
rápido escape do fluido.
• Fluidos em poros isolados;
• Fluidos em filmes sobre limites de grãos;
• Fluidos em inclusões fluidas. 
inclusões fluidas
5. Tempo e metamorfismo
• Considerando crosta com diferença de fluxo 
de calor da base para o topo de 40 mW m-2
• A cada segundo a camada de rocha recebe 
calor de 0,04 J por m2
• Folhelho
com 2mol/kg de voláteis (H2O e CO2) 
O calor causará reações de desidratação.
• Calor de 90 kJ é necessário para liberar 1 mol 
de H2O ou CO2
• devolatilização completa da rocha entre 400 e 
600°C  consumo de 380 kJ pelo folhelho.
• Necessários 0,3 anos para 1 kg de rocha 
receber a energia necessária. 
Metamorfismo requer 8 anos para avançar 1 cm.
8 Ma para o metamorfismo ocorrer em camada 
de 10 km de espessura de folhelho.
6. Reações Metamórficas
6.1) Reações entre fases sólidas (sólido-sólido)
a) Transições de fase, Reações polimórficas
Al2SiO5 Ky = And; Ky = Sil; Sil = And
CaCO3 calcita = aragonita
C grafita = diamante
SiO2 a-quartzo = b-quartzo
a-quartzo = coesita
KAlSi3O8 microclínio = sanidina
b) Reações de transferência (net-transfer)
Transferem componentes dos minerais 
reagentes para os minerais do produto.
Somente com fases anidras:
Jd + Qtz = Ab
Grs + Qtz = An + 2 Wo
Ca3Al2Si3O12 SiO2 Ca2Al2SiO8 CaSiO3
b) Reações de transferência (net-transfer)
Conservando voláteis
Talco + 4 Enstatita = Antofilita
MgSiO3 (Mg,F2+)7(Si8O22)(OH,F)2
Lawsonita + 2 Qtz = Wairakita (zeólita)
CaAl2(Si2O7)(OH)2.H2O Ca(AlSi2O6)2H2O
2 Phl + 8 Sil + 7 Qtz = 2 Ms + Crd 
Al2SiO5 Mg2Al4Si5O18
c) Reações de troca
Com fases anidras:
Fe-Mg entre olivina e ortopiroxênio 
Fo + Fs = Fa + En 
Mg2SiO4 Fe2SiO3 Fe2SiO4 Mg2Si2O6
Fe-Mg entre cpx e granada
Di + Alm = Hd + Prp
 Potenciais termômetros e barômetros geológicos
c) Reações de troca
Conservando voláteis:
Fe-Mg entre Grt e Bt:
Prp + Ann = Alm + Phl
Mg3Al2Si3O12 Fe3Al2Si3O12
Annita K2(Fe2+)3AlSi3O10(OH,F)2
Flogopita (Phl) K2Mg3AlSi3O10(OH,F)2
voláteis
c) Reações de troca
Trocando voláteis:
Cl-OH entre anfibólio e biotita: 
Cl-Fpa + OH-Ann = OH-Fpa + Cl-Ann
Fpa (ferropargasita) Ca2[Fe++4(Al,Fe+++)]Si7AlO22(OH)2
d) Reações de Exsolução/ Reações de Solvus
Álcali feldspato de alta T  Fk + Na-feldspato
Feldspato ternário de alta T mesopertita + Pl
Calcita rica em Mg Calcita + Dolomita
Cpx de alta T  diopsídio + enstatita
Opx rico em Al  enstatita + granada
6.2) Reações envolvendo voláteis como 
reagentes
a) Reações de desidratação
São as reações metamórficas mais importantes.
Filossilicatos:  12% de H2O!!! 
Talco = 3 En + 1 Qtz + 1 H2O
Mg6[Si8O20](OH)4 Mg2Si2O6
Bucher & Grapes (2011)
b) Reações de descarbonatação
Cal + Qtz = Wo + CO2
Ca[Si4O3]
Em rochas carbonáticas metamorfisadas, o fluido 
liberado raramente é CO2 puro. 
Em geral, o fluido é uma mistura de CO2 e H2O. 
Bucher & Grapes (2011)
c) Reações de voláteis mistos
Rochas com filossilicatos, anfibólio e carbonatos.
 Produção simultânea de CO2 e H2O 
margarita + 2 quartzo + calcita = 2 anortita + CO2 + H2O
Ca2Al4[Si4Al4O20](OH)4 CaAl2SiO8
Rochas com grafita
 Produção de H2 e CH4
a + H2O = b + CO2
8 quartzo + 5 dolomita + H2O = tremolita + 3 calcita + 7CO2
d) Reações de oxidação/redução
Cátions formadores de minerais podem ocorrer 
em diferentes estados de oxidação.
Fe2+/Fe3+, Cu+/Cu2+, Mn2+/Mn3+
6 Fe2O3 = 4 Fe3O4 + O2
hematita magnetita
• As condições de equilíbrio da reação de 
oxidação são dadas por K = aO2
Equilíbrio depende de: P, T e aO2
Como P influencia muito pouco, o equilíbrio é 
representado em diagrama T versus log aO2
aO2 = fO2
Bucher & Grapes (2011)
biotita + Fk + magnetita são comuns em 
rochas de alto grau e em rochas ígneas
A reação abaixo depende de O2
2KFe3AlSi3O10(OH)2 + O2 = 2KAlSi3O8 + 2Fe3O4 + 2H2O
annita Fk magnetita
Bucher & Grapes (2011)
e) Reações envolvendo enxofre
Sulfetos  acessórios comuns
Coexistência de Pirrotita (FeS) e Pirita (FeS2) 
requer equilíbrio.
2 FeS2 = FeS + S2
Enxofre em fluidos metamórficos: H2S ou SO2
• Na presença de água a reação com enxofre 
pode ser reescrita:
2H2O = 2H + O2
2H2S = 2H + S2
Assim: 
FeS2 + H2 = FeS + H2S
Bucher & Grapes (2011)
f) Reações envolvendo halógenos
Flúor e Cloro substituem OH em minerais 
hidratados (micas, talco, clorita, anfibólio)
Reações de troca: ex. OH por Flúor na biotita
KMg3AlSi3O10(OH)2 + 2 HF = KMg3AlSi3O10(F)2 + 2H2O
g) Reações de misturas complexas de voláteis e 
fluidos
Rochas com silicatos hidratados contendo halógenos, 
carbonatos, sulfetos e óxidos. 
Ex: carbonato-mica xisto 
- Equilíbrio envolvendo silicatos, sulfetos e carbonatos
2KAl2AlSi3O10(OH)2 + CaCO3 + 2SiO2 = KAlSi3O8 + CaAl2Si2O8 + 
2H2O + CO2
2KFe3AlSi3O10(OH)2 + 3S2 = 2 KAlSi3O8 + 3 FeS2 + H2O
muscovita
biotita
- Equilíbrio envolvendo grafita
C + O2 = CO2
C + 2 H2 = CH4
2 C + O2 = 2 CO
- Equilíbrio envolvendo apenas fluidos
2 H2O = 2 H2 + O2
S2 + 2 H2 = 2 H2S
S2 + 2 O2 = 2 SO2
Ptotal = Pfluido
Pfluido = PH2O + PCO2 + PO2 +PH2 + PCH4 + PCO + PS2
+ PH2S + PSO2