ROCHAS_METAMORFICAS (1)

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 “Rochas metamórficas: composição mineralógicas e principais processos de transformações metamórficas e texturais” 
Letícia Martins¹; Marly Silva¹; Rodolfo Busolin¹ 
¹ Universidade Federal do Pampa - Unipampa 
 
 
 
UNIVERSIDADE FEDERAL DO PAMPA 
CAMPUS CAÇAPAVA DO SUL 
CURSO DE GEOLOGIA 
ROCHAS METAMÓRFICAS 
 
 
 
“ROCHAS METAMÓRFICAS: 
COMPOSIÇÃO MINERALÓGICAS E PRINCIPAIS 
PROCESSOS DE TRANSFORMAÇÕES 
METAMÓRFICAS E TEXTURAIS ” 
 
 
 Letícia Martins 
Marly Silva 
Rodolfo Busolin 
 
 
 
 
 
 
Caçapava do Sul, 07 de dezembro de 2013. 
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 “Rochas metamórficas: composição mineralógicas e principais processos de transformações metamórficas e texturais” 
Letícia Martins¹; Marly Silva¹; Rodolfo Busolin¹ 
¹ Universidade Federal do Pampa - Unipampa 
SUMÁRIO 
1. INTRODUÇÃO 6 
2. FATORES QUE CONTROLAM O METAMORFISMO 7 
I. A temperatura (T) 7 
II. A pressão (P) 8 
III. Os fluídos metamórficos 9 
3. TEXTURA DAS ROCHAS METAMÓRFICAS 9 
4. ROCHAS CARBONATADAS 12 
IV. CÁLCÁRIOS 14 
V. MARGAS 16 
5. METAMORFISMO DE ROCHAS PELÍTICAS 17 
VI. Rochas pelíticas em condições de baixo grau 18 
VII. Metamorfismo de pelitos no esquema zonal barroviano 19 
Zona da Clorita 20 
Zona da Biotita 21 
Zona da Granada 21 
Zona da Estaurolita 21 
Zona da Cianita 22 
Zona da Silimanita 22 
VIII. Metamorfismo de alta temperatura em pelitos 23 
Migmatitos, uma introdução: 23 
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 “Rochas metamórficas: composição mineralógicas e principais processos de transformações metamórficas e texturais” 
Letícia Martins¹; Marly Silva¹; Rodolfo Busolin¹ 
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Zona superior da Silimanita 24 
Zona da cordierita-granada-feldspato K 25 
Zonas de Ultra-alto Grau 25 
IX. Metamorfismo de pelitos a baixas pressões 26 
Zona da Biotita 27 
Zona da Cordierita 27 
Zona da Andaluzita 27 
Zona da Silimanita 27 
Zona Superior da Silimanita 27 
X. Metamorfismo de pelitos a pressões elevadas 29 
6. METAMORFISMO DE ROCHAS ÍGNEAS MÁFICAS 29 
XI. A classificação da fácies 31 
XII. Metamorfismo de rochas básicas em graus baixos: Fácies zeolita e prehnita-
pumpellyita 31 
Fácies Zeolita 31 
Fácies prehnita-pumpellyita 32 
XIII. Metabasitos de zonas barrovianas: Fácies xisto verde e anfibolito 33 
Zonas da clorita e biotita 33 
Zona da granada 33 
Zonas da estaurolita e cianita 34 
Zona da silimanita 34 
XIV. Metamorfismo de rochas básicas sob pressões elevadas: Fácies xisto azul e eclogito
 35 
Fácies xisto azul 35 
Fácies Eclogito 36 
XV. Metamorfismo de alta temperatura: Fácies granulito 37 
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Letícia Martins¹; Marly Silva¹; Rodolfo Busolin¹ 
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Granulito de baixa pressão 38 
Granulitos de média pressão 38 
Granulitos de alta pressão 39 
7. METAMORFISMO DE ROCHAS ULTRAMÁFICAS 39 
Reações em valores de XCO2 extremamente pequenos 41 
Reações dentro de um amplo intervalo de XCO2 entre extremos: 41 
Reações em valores XCO2 muito grandes: 42 
8. GRAUAQUES 43 
9. PRINCIPAIS ROCHAS METAMÓRFICAS E SUAS 
CARACTERÍSTICAS PRINCIPAIS 44 
XVI. METAMORFISMO DE FOLHELHOS E ARGILITOS 44 
Ardósia 44 
Filito 44 
Xisto (mica-xisto) 45 
Xisto (clorita-xisto) 45 
Gnaisse 45 
XVII. METAMORFISMO DE ARENITOS 45 
Quartzito 46 
Itabirito 46 
XVIII. METAMORFISMO DE CALCÁRIOS 46 
Mármore 46 
XIX. METAMORFISMO DE BASALTOS 46 
Xisto Verde 47 
Anfibolito 47 
Granulito 47 
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XX. OUTROS NOMES 47 
Serpentinito 47 
Eclogito 47 
Xisto Azul 48 
Migmatito 48 
XXI. ROCHAS ASSOCIADAS A ESFORÇOS TECTÔNICOS 48 
10. CONSIDERAÇÕES FINAIS 49 
11. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 49 
 
 
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SUMÁRIO DE FIGURAS 
 
Figura 1 - Relação dos ambientes de placas tectônicas. Fuck; 2004. ................. 8 
Figura 2 - Transformações metamórficas dos Minerais Paragenéticos do 
Calcário. Skippen (1971). ............................................................................................... 15 
Figura 3 - Condições de equilíbrio no metamorfismo de Margas. .................... 17 
Figura 4 - Diagrama para classificação de metapelitos. .................................... 18 
Figura 5 - Diagrama KFMASH e AFM ............................................................. 19 
Figura 6 - Esquema Zonal de Barrow. ............................................................... 20 
Figura 7 - Distribuição de minerais em metapelitos no esquema de zonas 
barroviana. ...................................................................................................................... 20 
Figura 8 - Diagramas para as zonas barrovianas a pressões intermediárias. ..... 23 
Figura 9 - Esquema de diagramas para metamorfismo de rochas pelíticas em 
altas temperaturas. .......................................................................................................... 26 
Figura 10 - Diagramas das zonas da andaluzita-clorita e clorita-biotita a baixas 
pressões. .......................................................................................................................... 28 
Figura 11 - Diagrama para as zonas da cordierita e dos fácies anfibolitas e 
granulitas no metamorfismo de rochas pelíticas a baixas pressões. ............................... 28 
Figura 12 - Diagrama de metamorfismo de rochas pelíticas a altas pressões. .. 29 
Figura 13 - Diagrama ACFN e ACF para distinção de rochas metamórficas 
oriundas de rochas máficas. ............................................................................................ 30 
Figura 14 - Séries diagramas para fácies zeolitas, prehnita-pumpellyita e xistos 
verdes. ............................................................................................................................. 33 
Figura 15 - Séries diagramas para fácies xistos verdes e anfibolitos de pressões 
baixas a intermediárias. .................................................................................................. 35 
Figura 16 - Gráfico dos fácies de alta pressão, xistos azuis e eclogitos. ........... 37 
Figura 17 - Diagramas para determinação de rochas metamórficas oriundas de 
rochas ultramáficas, com água ou CaO. ......................................................................... 40 
Figura 18 - Gráfico de associações minerais em rochas metamórficas 
ultramáficas de acordo com as condições P e T. ............................................................ 43 
 
 
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 “Rochas metamórficas: composição mineralógicas e principais processos de transformações metamórficas e texturais” 
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1. INTRODUÇÃO 
 
Metamorfismo diz respeito aos processos de transformação por meio dos quais 
uma rocha originalmente formada em um ambiente ígneo ou sedimentar recristaliza-se 
para produzir uma rocha metamórfica. A maioria das rochas metamórficas retém 
algumas das características do material original, tais como a composição química global 
ou feições maiores, tipo acamamento, enquanto são desenvolvidas novas texturas e, 
frequentemente, novos minerais (Fuck, 2004). 
Durante o metamorfismo, as rochas são submetidas a dois tipos principais de 
mudanças facilmente observáveis: substituição dos minerais originais por minerais 
metamórficos novos, em razão de reações químicas (istoé, mudança de fase) e 
recristalização de novos minerais, produzindo novas texturas, tais como orientação de 
minerais lamelares em ardósias ou o progressivo aumento de granulometria de calcário 
para mármore (mudanças texturais). Esses tipos de mudanças podem ocorrer juntos ou 
mais ou menos independente, conforme a causa do metamorfismo ou tipo de rocha 
envolvido (Fuck, 2004). 
Segundo (Fuck, 2004), uma feição importante do metamorfismo é o fato de se 
dar essencialmente no estado sólido. Em outras palavras, uma rocha nunca é 
completamente desagregada, e assim, feições como o acamamento sedimentar original 
são preservadas, ainda que frequentemente deformadas e rompidas. A descrição do 
metamorfismo como um processo que corresponde mudanças em estado sólido ano 
deve ser tomada ao pé da letra: pequenas quantidades de fluido podem estar presentes 
nos poros de rochas durante o metamorfismo, acreditando-se que esses fluidos 
desempenha um papel muito importante ao facilitar as transformações metamórficas. 
Em muitos estudos, verificou-se que as rochas metamórficas têm a mesma 
composição química das rochas ígneas ou sedimentares originais, exceto pela remoção 
ou adição de fases voláteis. Metamorfismo desse tipo é conhecido como metamorfismo 
isoquímico. Algumas vezes, entretanto, a composição química da rocha é modificada de 
forma mais extensiva durante a recristalização. Usualmente isso acontece onde soluções 
quentes circulam livremente pelas rochas, dissolvendo algumas substancias e 
precipitando outras, ou onde camadas adjacentes ao de composição química 
contrastante, reagindo entre si na interface. O processo de modificação química que 
ocorre durante o metamorfismo é conhecido como metassomatismo e as rochas 
resultantes são rochas metassomáticas. 
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2. FATORES QUE CONTROLAM O METAMORFISMO 
 
O metamorfismo ocorre quando uma rocha é submetida a um novo ambiente 
químico ou físico, no qual sua associação mineralógica não é mais estável. Um 
ambiente químico novo pode significar a infiltração de fluido que reage com a rocha. 
Mudanças no ambiente físico podem significar variação na temperatura ou na pressão a 
que a rocha é submetida, ou aplicação de tensões desiguais que conduzem a deformação 
e recristalização da rocha, produzindo novas texturas (Fuck, 2004). 
 
I. A temperatura (T) 
 
Segundo Fuck, 2004 a temperatura é uma medida do estado de aquecimento de 
substâncias. Calor flui dos corpos com temperaturas mais elevadas para os corpos com 
temperaturas mais baixas até que o diferencial de temperatura seja eliminado. Diferentes 
substâncias requerem diferentes quantidades de calor para elevar suas temperaturas por 
uma dada quantidade. As rochas são bons isolantes, pois são lentas na condução do 
calor. Grandes volumes de rocha, como os que são envolvidos em metamorfismo 
regional, usualmente necessitam de dezenas de milhões de anos para sofrer grandes 
mudanças de temperatura. 
Quase invariavelmente a temperatura cresce com a profundidade na Terra, e a 
taxa com que muda com a profundidade é denominado gradiente geotermal. O gradiente 
geotermal é diretamente relacionado com o fluxo de calor através da crosta. Medidas 
atuais de fluxo de calor próximo da superfície fornecem uma indicação da variação do 
gradiente geotermal em diferentes ambientes geotectônicos. 
Sclater et.al. (1980) mostra que em geral o fluxo de calor é maior na crosta 
continental que nas bacias oceânicas mais antigas; crosta oceânica jovem, entretanto 
apresenta valores mais altos de fluxo de calor, pois ainda está em processo de 
resfriamento em consequência da sua formação original em temperaturas magmáticas. 
A razão para as variações regionais no fluxo de calor é que há três tipos principais de 
contribuição para o fluxo de calor na superfície, o que provoca situações distintas: (A) 
calor do manto que flui para a base da crosta, (B) calor gerado no interior da crosta por 
desintegração radioativa e (C) calor trazido par a crosta por corpos ascendentes de 
magma. Adicionalmente ao calor suprido à crosta, o gradiente de temperatura pode 
também ser afetado pela absorção de calor. As fontes e os sumidouros mais importantes 
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de calor relevantes para o metamorfismo. As fontes e os sumidouros mais importantes 
de calor para o metamorfismo são exemplificados na Figura 1. 
 
Figura 1 - Relação dos ambientes de placas tectônicas. Fuck; 2004. 
 
Em virtude da forma com que os vários fatores contribuem para o fluxo de calor 
na crosta, os gradientes geotermais variam com a profundidade, geralmente tendem a 
ser mais acentuados perto da superfície, em virtude da maior incidência de calor 
radiogênico. Abaixo da litosfera, a convecção do manto provavelmente resulta em uma 
temperatura relativamente uniforme ao longo de profundidades consideráveis. 
 
II. A pressão (P) 
 
Segundo Fuck (2004) a pressão é uma medida da força por unidade de área a que 
uma rocha esta submedida, depende do peso das rochas sobrejacentes e por isso da 
profundidade. A pressão total exercida em um ponto da crosta em consequência do peso 
das rochas sobrejacentes é conhecida como pressão litostática e é igual a pgh, onde p é a 
densidade media das rochas sobrejacentes, h é a profundidade e g é a aceleração da 
gravidade. Na maioria dos ambiente metamórficos, admitimos que a pressão atuante em 
um ponto é aproximadamente uniforme em todas as direções e é igual à pressão 
litostática. Por si só a pressão litostática não causa deformação; de fato, algumas rochas 
foram metamorfizadas sob pressões muito altas, equivalente àquelas que imperam na 
base da crosta, sem sofrer deformação significativa. Uma rocha que experimenta 
diferentes pressões em diferentes direções esta sujeita a tensão deviatórica. A 
deformação resultante dessa tensão desempenha um papel importante na determinação 
das características texturais das rochas, mas não influi na associação mineral 
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desenvolvidas, exceto no sentido que a deformação pode catalisar reações ou permitir o 
movimento de fluidos. 
Uma variável muito importante em metamorfismo é a pressão do fluido presente 
nos poros e nos minais que constituem as rochas. Quando uma rocha é seca, a pressão 
de fluido é zero e a pressão litostática atua nos limites dos grãos, mantendo-os unidos e 
tornando o colapso muito difícil. Porém, se houver fluido presente nos poros, a pressão 
de fluido tende a atuar em sentido oposto, reduzindo a pressão efetiva que atua nos 
limites dos grãos, tornando, assim, o faturamento mais provável. Mesmo em caso da 
diagênese profunda, os sedimentos ficam soterrados em profundidade suficiente para 
que o fluido não possa ser expulso e passar para a superfície ao longo de fraturas. 
 
III. Os fluídos metamórficos 
 
O metamorfismo pode alterar significativamente a mineralogia da rocha, 
introduzindo ou removendo componentes químicos que se dissolvem na agua. Os 
fluidos hidrotermais produzidos durante o metamorfismo transportam dióxido de 
carbono dissolvido, como também substancias químicas como sódio, potássio, sílica, 
cobre e zinco que são solúveis em água quente sob pressão. Quando soluções quentes 
percolam até as partes rasas da crosta, elas reagem com as rochas nas quais penetram, 
mudando sua composição química e mineralógica, ealgumas vezes substituindo um 
mineral pelo outro, sem alterar a textura da rocha. Esse tipo de modificação na 
composição da rocha por transporte de fluidos de substâncias químicas dentro ou fora 
dela é chamado de metassomatismo. Muitos depósitos valiosos de cobre, zinco, chumbo 
e outros metais são formados por esse tipo de substituição (Press, et. al, 2008). 
Ainda segundo Press, et. al, 2008, os fluidos hidrotermais aceleram as reações 
químicas metamórficas. Os átomos e íons dissolvidos no fluido podem migrar agraves 
da rocha e reagir com os sólidos para formar novos minerais. Com a continuidade do 
metamorfismo, a água reage com a rocha quando ligações químicas entre minerais e 
moléculas de agua formam-se ou se equilibram. 
 
3. TEXTURA DAS ROCHAS METAMÓRFICAS 
 
Todas as rochas, quando submetidas aos processos de metamorfismo, imprimem 
novas texturas. Essas texturas são determinadas pela composição mineralógica do 
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protólito, tamanho, forma e arranjo dos cristais. Algumas texturas dependem do tipo dos 
minerais da rocha, como por exemplo, as micas que são placóides. Em geral, considera-
se que o tamanho dos cristais aumenta proporcionalmente com o aumento do grau 
metamórfico. Cada variedade textural revela alguma coisa sobre o processo Nas rochas 
metamórficas as texturas desenvolvem-se em função do crescimento dos minerais 
(blastese) e da deformação que, normalmente leva a cominuição dos cristais e 
orientação (fragmentação, recuperação, recristalização, dissolução, neomineralização), 
como o metamorfismo, nos estágios iniciais, envolve nucleação seguida de crescimento 
mineral no estado sólido, ou seja, envolve blastese. O radical "blasto" é utilizado para 
designar a superposição parcial de textura metamórfica sobre as texturas sedimentares e 
magmáticas (blastopsamítica, blastosubofítica, etc.). 
Em uma mesma rocha podemos encontrar mais de uma textura e termos 
transicionais entre essas. Quando isso ocorre, devemos citá-las e agrupá-las em um 
nome apenas. Texturas como granolepidoblástica ou lepidonematoblástica são 
comumente utilizadas nesse tipo de classificação. 
Abaixo estão relacionadas às principais texturas presentes em rochas 
metamórficas: 
•Granoblástica: ocorre quando a rocha apresenta minerais granulares sem 
orientação. 
•Granoblástica poligonal: É um tipo de textura granoblástica, quando os 
grãos apresentam forma de mosaico e tiverem aproximadamente as mesmas dimensões, 
e os contatos entre eles possuírem interfaces retas e junções tríplices. 
•Lepidoblástica: É típica em rochas que apresentam minerais micáceos 
com orientação dada por biotita, muscovita, clorita etc. 
•Nematoblástica: Está relacionada com a orientação de minerais 
prismáticos como piroxênios e anfibólios na rocha. 
•Porfiroblástica: Este tipo de textura ocorre quando espécies minerais 
destacam-se em tamanho na matriz da rocha. 
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A textura das rochas metamórficas também é determinada macroscópicamente 
pelo tamanho, forma e arranjo dos minerais. Em geral, o tamanho dos grãos aumenta à 
medida que o grau de metamorfismo também aumenta. 
Um tipo de característica textural, considerada como um importante critério de 
classificação de uma dada rocha metamórfica, é a existência ou ausência de foliação. A 
Foliação é uma estrutura planar originada durante os processos metamórficos e que 
resulta quer de um alinhamento preferencial de certos minerais anteriores ao processo 
metamórfico quer dos resultantes dos processos de Recristalização. 
A existência de foliação pode estar relacionada com a presença de certos 
minerais com hábito tabular/lamelar, como, por exemplo, as micas, que sob a ação de 
tensões dirigidas (não litostáticas) tendem a ficar orientados numa posição 
perpendicular à da tensão que afetou a rocha. 
Existem 3 tipos de Foliação: 
 
 Clivagem: quando a rocha tem um grão muito fino e facilmente se divide 
segundo planos com superfície lisa, correspondentes à orientação de minerais 
microscópicos. Característicos de rochas de baixo grau de metamorfismo. ( Ex. 
Filito e Ardósia ). 
 
 Xistosidade: Se os cristais são mais desenvolvidos, são gerados em 
condições de metamorfismo de grau mais elevado (médio grau de 
metamorfismo), onde se notam perfeitamente os planos de foliação se se separar 
a rocha por esses planos, que podem apresentar uma superfície irregular devido 
ao desenvolvimento dos cristais. (Ex.: Micaxisto). 
 
 Bandado gnáissico: Durante o metamorfismo de grau muito elevado, os 
minerais podem ser segregados, formando bandas alternadas de minerais claros e 
escuros. (Ex.: Gnaisse). 
 
Outro tipo de textura que pode ser identificada em rochas metamórficas é a 
textura não foliada (também chamada granoblástica). As rochas que apresentam este 
tipo de textura resultam de processos metamórficos relacionados com o metamorfismo 
de contato. 
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 Entretanto, analisar e interpretar as texturas e estruturas das rochas metamórficas 
sejam herdadas, tipomorfas ou pós-metamórficas, é tarefa que, geralmente, envolve 
mais do que o estudo de uma amostra e sua lâmina delgada ou seção polida e, mesmo, 
mais do que o estudo deum afloramento, ou seja, para termos segurança de nossos 
estudos, temos que ter uma boa base de cartografia geológica e correlação de estruturas 
e texturas observadas, analisadas e interpretadas na região. A análise e interpretação de 
texturas e estruturas metamórficas, além desta abrangência geográfica, exige 
conhecimento e entendimento multidisciplinar porque não se estudam texturas e 
estruturas de rochas metamórficas sem se conhecer, entre outras: 
 
 Quais texturas primordiais, ígneas ou sedimentares, que possam ter sido 
deixadas como vestígios ou que possam ter influenciado no desenvolvimento das 
texturas transformadas; 
 Qual a mais provável composição inicial, química e mineralógica, que 
auxilie na interpretação do protólito; 
 Qual a geologia estrutural da região, analisada desde o nível macro até 
micro, e quais os fatores tectônico/estruturais envolvidos; 
 Quais os processos de reações químico/mineralógicos envolvidos, 
considerando-se fatores composicionais da rocha e dos fluidos durante os processos 
de transformação. 
 
Assim, tal tipo de estudos é um quebra-cabeças onde as peças que vão se 
encaixando durante a pesquisa correspondem a eventos que devem ser correlacionados, 
na medida do possível, em níveis locais, regionais a continentais e em um tempo 
geocronológico, procurando-se determinar a rocha original e sua provável ambiência 
geotectônica e as etapas transformantes, cada uma dessas etapas caracterizada pelos 
fatores físicos (P, Pdirigida, Pfluidos, T), químicos(processos metassomáticos) e sua 
correlação com processos e ambiente geológico. 
 
4. ROCHAS CARBONATADAS 
 
O metamorfismo de rochas carbonatadas propiciam interessantes exemplos de 
reações metamórficas. A ocorrência de dolomitos silicosos e calcários dolomíticos 
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silicosos é muito comum, ao passo que sedimentos com Magnesita são bem raros. 
 Eskola (1922), e mais tarde Bowen (1940), fizeramum estudo sistemático de 
sequencia de reações que, em resposta a temperatura crescente, ocorrem em rochas 
carbonatadas dentro de uma determinada pressão de CO2 . Os seguintes minerais, muito 
conhecidos como metamorfismo progressivo, são aí formados: tremolita, forsterita, 
diopsídio, wollastonita, periclásio (brucita), monticelita, akermanita, espurrita, 
mervinita, larnita e outros minerais. A esta sequencia Tilley (1948) acrescentou o talco 
como o mineral que se forma até em temperatura mais baixa que tremolita. Ao contrário 
do que até então se pensava, foi verificado recentemente que a formação de talco é 
comum em metamorfismo de dolomito silicoso. 
 As reações metamórficas em carbonatos silicosos liberam CO2, mas se antes do 
metamorfismo havia presença de água, a pressão do CO2 e a temperatura não podem ser 
encaradas como únicos fatores de metamorfismo. Ao lado da temperatura, devem ser 
consideradas a pressão total do fluido (que é a soma das pressões parciais de CO2 e 
H2O). e a razão das duas pressões parciais (ou a fração molar, seja de CO2, seja de 
H2O). Por isso, na maioria das reações que envolvem carbonatos, o equilíbrio é (pelo 
menos) bivariante. Isto é válido mesmo quando H2O está ausente na equação das 
reações, porque H2O é sempre um constituinte da fase fluida presente em 
metassedimentos. 
 No estado supercrítico os dois componentes H2O e CO2 constituem uma só fase 
fluida; são miscíveis em todas as proporções. A aplicação de equilíbrios bivariantes às 
paragêneses naturais é mais complexa que a de equilíbrios univariantes. No entanto as 
rochas carbonatadas são muito comuns e muitas associações minerais metamórficas são 
petrogeneticamente significativas e, por isso, merecem um tratamento mais detalhado. 
Isto se tornou possível graças a progressos recentes na investigação experimental de 
reações metamórficas em rochas constituídas por dolomita e quartzo, além da calcita 
e/ou magnetita. 
 Todo o equilíbrio bivariante que envolve os dois componentes voláteis e está 
representado por um plano situado em um volume com os três eixos perpendiculares 
sendo temperatura, fração molar de CO2 e de pressão de fluidos total. Em equilíbrio 
bivariante uma associação mineral não se restringe a um determinado valor de pressão 
em uma determinada temperatura, mas sim em um intervalo de temperatura. 
 
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IV. CÁLCÁRIOS 
 
 As rochas constituídas de quartzo, dolomita e calcita ou mesmo Magnesita não 
são afetadas por metamorfismo de grau incipiente; mas em grau fraco, pois alguns 
minerais começam a reagir e em grau metamórfico mais elevado correm várias reações 
em rochas desta composição. Neste trabalho vamos lidar com as transformações de 
minerais como o talco, tremolita, diopsídio e forsterita e as paragêneses minerais 
resultantes. A formação de monticelita, akermanita, merwinita e outros ocorrem em 
temperaturas mais elevadas e pressões muito baixas será discutido mais a frente. 
 Em dolomita, talco, tremolita e diopsidio, algum Fe2+ pode substituir o Mg em 
solução sólida, mas também são comuns variedades isentas de ferro. Assim para 
descrever as transformações metamórficas que ocorrem em calcários não há uma vasta 
gama, mas dentre estas destacamos algumas transformações principais como segue na 
Tabela 1. 
 
Reações Minerais 
1 3 dolomita + 4 quartzo + H2O = 1 talco + 3 calcita + 3 CO2 
2 5 talco + 6 calcita + 4 quartzo = 3 tremolita + 6 CO2 + 2 H2O 
3 2 talco + 3 calcita = 1 tremolita + 1 dolomita + 1 CO2 + 1 H2O 
4 5 dolomita + 8 quartzo + 1 H2O = 1 tremolita + 3 calcita + 7 
CO2 
5 2 dolomita + 1 talco + 4 quartzo = 1 tremolita + 4 CO2 
Tabela 1 Reações dos minerais com o metamorfismo de um Calcário 
 
 Essas reações dependem de duas principais variáveis do sistema, como a pressão 
e a temperatura (relacionados ao grau do metamorfismo) e também da disponibilidade 
dos minerais na rocha e o conteúdo dos voláteis, assim Skippen (1971) propôs a 
seguinte relação demonstrada na Figura 2, que leva em relação todos os fatores para a 
formação dos minerais. 
Uma sequencia de associações em mármores bastante puros e de dolomitos 
silicosos submetidos a metamorfismo progressivo, pode propiciar um indicador de 
pressão para baixos graus de metamorfismo, ou seja; baixa pressão. É essencial que tais 
mármores ocorram em grande área ou dentro de uma auréola de contato que foi 
15 
 
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Letícia Martins¹; Marly Silva¹; Rodolfo Busolin¹ 
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metamorfisada em um intervalo de temperatura de metamorfismo de grau médio e alto 
grau. 
Os resultados experimentais discutidos até agora mostram que a sequencia 
progressiva de certas paragêneses de equilíbrio depende de modo apreciável do Ponto 
de fusão do mineral. Isso acontece porque a inflexão da curva demonstrada no gráfico 
acima (Figura 2) muda drasticamente com a variação de temperatura e pressão. 
Assim vários pontos principais podem ser relacionados e ressaltados em relação 
ao metamorfismo de calcários; sendo que a Dolomita é um reagente importante somente 
quando há também a presença do quartzo e a pressão para que haja a sua transformação 
tem que ser baixa, relacionando a um metamorfismo de baixo grau. Também outro fator 
curioso a ser ressaltado é que não é necessária a presença de Calcita na maioria das 
reações e transformações metamórficas de calcário e ao contrário da Dolomita quando 
presente no metamorfismo evidencia um metamorfismo de alto grau. 
 
 
Figura 2 - Transformações metamórficas dos Minerais Paragenéticos do Calcário. Skippen 
(1971). 
16 
 
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 Além de todos os minerais citados acima outros minerais podem ocorrer com o 
metamorfismo de calcários, sendo principalmente os minerais com altos teores de Al 
que ocorrem em menores quantidades; como a muscovita, plagioclásio, escapolita e 
flogopita. Assim é de extrema importância a compreensão destas transformações 
metamórficas para o entendimento da formação destas rochas metamórficas. 
 Portanto como já foi dito no inicio deste trabalho os calcários são oriundos 
principalmente de metamorfismo de baixo/médio grau; e essas transformações 
metamórficas são oriundas de processos de metamorfismo relacionados a processos 
hidrotermais com metamorfismo de contato e também a metamorfismo regional de alto 
grau, conforme já foi relacionado seu reconhecimento com a paragênese dos minerais. E 
em relação a morfologias externas sua textura apresenta sempre de forma idiomórfica, 
pois a maioria dos minerais são recristalizados possuindo em sua maior quantidade uma 
forma euédrica. 
 
V. MARGAS 
 
Os Margas constituem um grupo de rochas sedimentares com faixa de 
composição muito ampla. Os constituintes argilosos, predominantemente as micas, 
clorita e quartzo; estão misturados com Calcita ou Dolomita em proporções variáveis. 
Os minerais como a zoisita e a granada grossulária; podem formar-se em margas 
metamorfisados de grau incipiente, a grossulária reage com quartzo em temperaturas 
mais elevadas formando a wollastonita e anortita, sendo por sua vez esses minerais 
paragenéticos a calcita. 
Em Margas que originalmente continham constituintes argilosos ricos em 
alumínio, há a formação de margarita (mica) em metamorfismo de baixo grau; sendo 
que este mineral é considerado raro, exceto em depósitos minerais de esmeril, sendo um 
mineral estável em formações de depósitos. 
A relaçãoentre as reações de estabilização dos minerais metamórficos que 
formam esta mármore com elementos contaminados, esta descrita na Figura 3, onde a 
wollastonita e a anortita, nos da a relação de temperatura e pressão do metamorfismo. 
17 
 
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Figura 3 - Condições de equilíbrio no metamorfismo de Margas. 
 
As condições III e IV foram reconhecidas em metamorfismo regional, enquanto 
a reação I em metamorfismo de contato de baixa pressão e alta temperatura. 
O estudo dos metassedimentos carbonáticas enfatiza a importância de uma 
possível variável adicional no metamorfismo: a composição da fase fluida. A despeito 
dessa variável adicional, os mármores em particular, parecem apresentar associações 
minerais que variam regularmente com a temperatura de forma similar em diferentes 
terrenos metamórficos. 
 
5. METAMORFISMO DE ROCHAS PELÍTICAS 
 
Rochas pelíticas são derivadas de sedimentos ricos em argila e são de particular 
importância nos estudos de metamofismo, porque envolvem uma ampla gama de 
minerais distintos. 
A expressão ‘rochas pelíticas’ é às vezes usada de maneira frouxa, como um 
termo de campo para representar todas as rochas ardosianas ou xistosas com uma alta 
proporção de micas ou outros filossilicatos. Entretanto, os minerais característicos que 
distinguem as zonas metamórficas em pelitos de mais alto grau podem se desenvolver 
somente num espectro muito mais restrito de composições ricas em Al e pobre em Ca. 
 Em termos químicos, reações em rochas pelíticas envolvem principalmente os 
componentes SiO2, Al2O3, FeO, MgO, K2O e água. A maioria dos estudos teóricos e 
experimentai tenta modelar as rochas naturais, usando esse sistema simplificado que se 
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tornou conhecido como o sistema KMFASH (Figura 5), a partir das letras iniciais dos 
componentes. Outros componentes, especialmente Fe2O2, TiO2, MnO, CaO, Na2O e C, 
também podem estar presentes de maneiras significativas, mas algumas importantes 
exceções, usualmente não desempenham papel de relevo nas reações que produzem os 
minerais índices mais importantes no metamorfismo. 
 
 
Figura 4 - Diagrama para classificação de metapelitos. 
 
VI. Rochas pelíticas em condições de baixo grau 
 
Sedimentos ricos em argila podem sofrer extensas mudanças durante a 
diagênese, não havendo distinção nítida entre os processos diagenético e metamórfico. 
Recristalização de baixa temperatura tem sido objeto de esforços consideráveis de 
pesquisa recentemente, devido ao seu significado para o desenvolvimento de 
reservatórios de hidrocarbonetos e alguns estudos de campos geotermais. Requer 
técnicas bastante especializadas, porque o tamanho de grão muito fino impede a 
identificação fácil das fases. A transição da diagênese para o grau baixo de 
19 
 
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metamorfismo em sedimentos clásticos constataram mudanças diagenéticas até 
metamórficas precoces em argilas, estudados por Dunoyer de Sengozac (1970), Frey 
(1987) e Curtis (1985). 
 Durante os estágios avançados de diagênese, muitas argilas se tornam instáveis e 
os sedimentos pelíticos são convertidos em misturas de clorita e ilita, com minerais do 
grupo da caulinita possivelmente presentes. Essas mudanças provavelmente não são 
isoquímicas. Pode haver considerável troca de íons com o fluído dos poros que é 
expulso a medida que as argilas são compactadas. Alguns autores usam o termo de 
anquizona para a zona de rochas portadoras de clorita-ilita, que transaciona para o 
metamorfismo, e o termo epizona para os graus mais baixos de metamorfismo que se 
sucedem a essa zona no qual a ilita é substituída por mica branca. As micas brancas 
muito finas das rochas ardosianas epizonais são conhecidas como sericita. Seu 
constituinte dominante é a fengita, uma variedade de muscovita, no qual houve a 
substituição acoplada de 2Al3+ por Si4+ e Fe2+ ou Mg2+. 
 
 
Figura 5 - Diagrama KFMASH e AFM 
 
VII. Metamorfismo de pelitos no esquema zonal barroviano 
 
As associações mineralógicas distintas podem ser produzidas se o aquecimento 
ocorrer sob condições de pressão mais alta ou mais baixa da que vigeu na área, ou se 
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atingir temperaturas mais elevadas. Que será descrito para cada zona a distinção e o que 
ocorre nos pelitos. 
 
 
Figura 6 - Esquema Zonal de Barrow. 
 
Figura 7 - Distribuição de minerais em metapelitos no esquema de zonas barroviana. 
 
 Zona da Clorita – Na zona da clorita, as rochas pelíticas formam ardósias de 
granulometria fina, frequentemente com matéria carbonosa. Podem conter clorita e 
muscovita fengítica, com variáveis proporçoes de quartzo, albita e acessórios. Podem 
conter também feldspato potássico, estilpnomelano ou calcita. 
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 Zona da Biotita – A definição dessa zona não é simples como se supunha. 
Mather (1970) assinalou que as rochas que desenvolveram biotita não eram pelíticas, 
mas sim grauvacas ricas em feldspato potássico, no qual ocorria a reação. 
 
feldspato K + clorita biotita + muscotiva + quartzo + água 
 
 No entanto, pelitos verdadeiros não possuem feldspato K e neles a biotita é 
formada por temperaturas maiores através de outra reação contínua: 
 
fengita + clorita biotita+ muscotiva pobre em fengita + quartzo + água 
 
Nesse caso a associação possui três graus de liberdade, no qual em clorita-
biotita-muscovita xistos equilibrados a mesma P e T, podem possuim diferentes 
composições minerais. 
 
 Zona da Granada – O mineral seguinte a aparecer na sequência barroviana é a 
granada, nesse grau as rochas pelíticas são tipicamente xistos e seus minerais são 
suficientemente desenvolvidos para serem facilmente identificados em lâmina delgada. 
Uma rocha pelítica da zona da granada apresenta a associação de granada + biotita + 
clorita + muscovita + quartzo + plagioclásio(albita), ilmenita ou magnetita podem estar 
presentes, e as vezes epidoto. Minerais acessórios também podem se formar, como 
apatita, zircão ou turmalina, além de sulfetos como pirita. A granada característica da 
zona da granada é rica na molécula de almandina e provavelmente cresce em 
consequência da reação contínua: 
 
clorita + muscovita granda + biotita + quartzo + água 
 
 Zona da Estaurolita – Somente nessa zona torna-se evidente a distinção entre 
pelitos verdadeiros e outros micaxistos, uma vez que a estaurolina cresce em rochas 
pelíticas ricas em Al e pobres em Ca e raramente em outros tipos litológicos. Pelitos da 
zona da estaurolita possuem associação de estaurolita + granada + biotita + muscovita + 
quartzo + plagioclásio. Nas áreas que ocorrem pelitos adequadamente aluminosos, a 
estaurolia se formará a partir da quebra do cloritóide em reações como: 
 
22 
 
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¹ Universidade Federal do Pampa - Unipampacloritóride + quartzo estaurolita + granada + água 
 
 Mas também podem ser encontrada em rochas pelíticas com composições 
impróprias para o desenvolviment o do cloritóide, nesse caso será formada pela reação 
descontínua: 
 
granada + muscovita + clorita estaurolita + biotita + quartzo + água 
 
 Nessa reação, a qualquer temperatura, quando um dos três reagentes tenham sido 
consumidos, é cessada a reação e alguma estaurolita adicional pode ser produzida por 
reação descontínua com as duas fases restantes. 
 
 Zona da Cianita – A zona barroviana da cianita é tipificada por associações 
variadas como granada + estaurolita + biotita(+ muscotiva + quartzo) da zona da 
estaurolita, bem como as que contem cianita: cianita + granada + estaurolita + biotita(+ 
muscotiva + quartzo), e pela substituição da conexão estaurolita-clorita pela conexão 
cianita-biotita, correspondente a reação descontínua: 
 
muscovita + estaurolita + clorita biotita + cianita + quartzo + água 
 
 Essa reação só ocorrerá em pelitos com minerais relativamente ricos em Mg. 
Uma vez que a associação biotita-cianita tenha se estabilizado, há um crescimento 
adicional de cianita que pode ocorrer pela reação contínua: 
 
Estaurolita + muscovita + quartzo Al 2SiO5 + biotita + água 
 
 Tendo um efeito de alargamento do campo da cianita-biotita no diagrama AFM. 
 
 Zona da Silimanita – Se difere pela zona da cianita pela ocorrência da 
silimanita, no qual a cianita ainda pode estar presente. A silimanita normalmente ocorre 
em formas de agulhas muito finas, podendo estar emaranhadas ou em inclusões em 
quartzo ou biotita, conhecidas como fibrolita. Silimanita prismática bem desenvolvida é 
em geram restrita as fácies granulito, exceto quando pseudomorfiza andaluzita. A 
reação representativa da passagem a partir da zona da cianita é a transição polimórfica: 
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cianita silimanita 
 
 Alguma permanência de cianita sugere que essa reação é muito lenta, e a 
provável explicação é que a silimanita é produzida a partir da destruição de outros 
minerais. Na zona da silimanita, a estaurolita desaparece dos pelitos com muscovita e 
quartzo em consequência da reação contínua: 
 
estaurolita + muscovita + quartzo granada + biotita + silimanita + água 
 
 Embora essa reação cause o desaparecimento de estaurolita no diagrama AFM, 
não é incomum encontrar pelitos sem muscovita nessa zona, porque esse mineral é um 
reagente na maioria das reações ocorrida desde a isógrada da biotita e pode ter sido 
inteiramente consumida em graus mais baixos. 
 
 
Figura 8 - Diagramas para as zonas barrovianas a pressões intermediárias. 
 
VIII. Metamorfismo de alta temperatura em pelitos 
 
Migmatitos, uma introdução: Em alguns cinturões metamórficos, a zona da 
silimanita é sucedida por zonas de mais alto grau, nas quais as rochas são 
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frequentemente migmatitos. Isso significa que são literalmente rochas mistas, nas quais 
os xistos são predominantes, contendo porém, pods que são veios ou camadas de 
material leucocrático de composição granítica. Embora migmatitos sejam bem mais 
desenvolvidos em rochas pelíticas, também são formadas em outros metassedimentos 
silicosos, rochas metabásicas entre outras. Uma variedade de tipos de migmatitos pode 
se desenvolver em metassedimentos pelíticos, na dependência principalmente da forma 
de ocorrência do material granítico, conhecido como leucossoma, em virtude da sua 
coloração clara. A porção xistosa da rocha é conhecida como melanossoma ou 
simplesmente restito, no caso em que a rocha foi empobrecida em material granítico 
durante o processo de migmatização. 
O estudo de reações de alta temperatura em pelitos torna-se mais complexo em 
virtude do desenvolvimento de uma fase fundida, cuja composição não é fixa. 
 
 Zona superior da Silimanita – As isógradas mais bem conhecidas acima da 
primeira entrada da silimanita é assim chamada de ‘segunda isógrada da silimanita’ de 
acordo com Evans e Guidotti (1966), que representa o crescimento de silimanita 
adicional a partir da quebra da muscovita: 
 
Muscovita + quartzo Al 2SiO5 + feldspato K + água 
 
 Por isso a zona superior da silimanita é caracterizada pela coexistência de 
silimanita e feldspato K e não pela ocorrência do primeiro mineral. Tendo em vista isso, 
Thompson (1982) estudando áreas que sofreram metamorfismo de alto grau, mostrou 
que sob pressões moderadas do metamorfismo barroviano, a reação anterior pode ser 
substituída por; 
muscovita + quartzo + água silimanita + fusão ou por 
 muscovita + biotita + quartzo + água silimanita + fusão 
que deve ocorrer na maioria das rochas naturais, uma vez que estas contêm biotita. 
Ambas as reações envolvem uma fase fluída aquosa, que se dissolve na fusão 
produzida. Na maioria das situações naturais, é difícil imaginar a disponibilidade de 
fluido suficiente para permitir a produção de grande quantidade de fusão saturada em 
água. A reação de fusão cessará quando toda a água contida nos poros tiver sido 
assimilada na fusão, até que um aquecimento adicional venha a ocorrer. A fusão 
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adicional pode ser a destruição de minerais hidratados, que liberam água, por sua vez 
dissolvida na fusão: 
 
 muscovita + quartzo feldspato K + silimanita + fusão 
 
 Zona da cordierita-granada-feldspato K – A temperaturas mais elevadas as 
rochas pelíticas desenvolvem associações com cordierita, granada e feldspato K e 
silimanita, embora nem todos esses minerais ocorram necessariamente juntos. As 
associações resultam de reações continuas como: 
 
 biotita + quartzo + silimanita feldspato K + cordierita + fusão 
 biotita + quartzo + silimanita feldspato K + granada + fusão 
 
 Embora padrões de diferenciação da temperatura e equilíbrio de Fe e Mg 
também possibilitam que a granada e cordierita ocorram juntas. Essa associação é 
tipicamente de migmatitos pelíticos de alto grau, considerados o início da fácies 
granulito. 
 
 Zonas de Ultra-alto Grau – Rochas de fácies granulito de alto grau contêm 
ortopiroxênio. A pressões médias, temperaturas muito altas são necessárias para 
permitir que o ortopiroxênio seja formado, mas a formação desse mineral também 
depende da pressão, e sob pressões mais elevadas, essa fase é mais estável a 
temperaturas mais baixas. Associações com ortopiroxênio podem ser relacionas com as 
associações cordierita-granada mais comuns, através da reação de equilíbrio: 
 
 Al 2SiO5 + ortopiroxênio = cordierita + granada 
 
 No qual o par de silimanita + ortopiroxênio é estável a temperaturas mais 
elevadas que cordierita + granada. Ortoanfibólios também podem ser encontrados em 
rochas pelíticas de alto grau. Em algumas partes do mundo Grew(1980) e Harley(1983) 
encontraram a associação estável de safirina + quartzo. Essa associação é estável a 
temperaturas ainda mais elevadas que o par silimanita + ortopiroxênio, sendo 
encontradas em rochas totalmente isentas de minerais hidratados. Durante o 
aquecimento pode ser formado pela reação: 
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silimanita + ortopiroxênio safirina + quartzo 
 
 Na qual, normalmente dará origem a associação de safirina + quartzo + 
ortopiroxênio, esta provavelmente é a associação de mais alto grau que, em escala 
regional, se encontra desenvolvidas em metassedimentos, requerendo temperaturas de 
pelo menos 850°C (Drop e Bucher-Nurminen, 1984) até 1000°C. 
 
 
Figura 9 - Esquema de diagramas para metamorfismo de rochas pelíticas em altas 
temperaturas. 
 
IX. Metamorfismo de pelitos a baixas pressões 
 
 As rochas pelíticas podem se aquecidas num intervalo de temperaturas 
comparável a das zonas barrovianas, porém sob pressões mais baixas, tanto em 
metamorfismo de contato como em alguns tipos de metamorfismo regional. As 
principais diferenças em relação ao esquema zonal barroviano podem ser sumarizadas 
dessa forma: 
- A cianita não ocorre, mas a andaluzita pode estar presente; 
- A cordierita é mais comum e se forma a temperaturas mais baixas; 
- A granada é menos abundante ou ausente e a estaurolita também pode faltar; 
- Migmatitos comente se desenvolvem acima da segunda isógrada da silimanita. 
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Harte e Hudson (1979) descreveram várias sequências separadas de zonas 
metamórficas na Escócia, sendo bastante típica zonas de muitas auréolas termais. 
Embora o metamorfismo seja notoriamente regional, o suprimento de calor magmático é 
sem dúvida importante. 
 
 Zona da Biotita – As rochas de mais baixo grau na área são similares aquelas 
do esquema da zona barroviana da biotita, apresentando associações biotita + clorita + 
muscovita + quartzo. 
 
 Zona da Cordierita – A cordierita aparece como primeiro mineral índice 
distintivo através da reação contínua: 
 
 clorita + muscovita cordierita + biotita + quartzo + água 
 
 Zona da Andaluzita – A andaluzita torna-se uma fase possível na maioria das 
composições pelíticas sob baixas pressões, como resultado da reação descontínua: 
 
 clorita + muscovita + quartzo cordierita + andaluzita + biotita + água 
 
 Que representa o limite superior da clorita em muscovita-quartzo xistos. Quando 
a clorita for totalmente consumida a reação acaba cessando, porém em maiores 
temperaturas Harte e Hudson (1979) pode ser produzida pela reação continua: 
 
cordierita + muscovita + quartzo andaluzita + biotita + água 
 
 Zona da Silimanita – Esta zona pode ser atribuída a ocorrência da reação 
polimórfica de andaluzita para silimanita. Porém, como no caso das zonas barrovianas 
de silimanita, parece provável que a silimanita nova também é produzida pela reação de 
destruição de minerais para sua formação, análogo ao do esquema zonal barroviano. 
 
 Zona Superior da Silimanita – Uma zona superior da silimanita com 
associação silimanita + cordierita + biotita + feldspato K + quartzo + muscovita também 
está presente na área. 
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Figura 10 - Diagramas das zonas da andaluzita-clorita e clorita-biotita a baixas pressões. 
 
Figura 11 - Diagrama para as zonas da cordierita e dos fácies anfibolitas e granulitas no 
metamorfismo de rochas pelíticas a baixas pressões. 
 
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X. Metamorfismo de pelitos a pressões elevadas 
 
 Até os anos 2000 havia poucos estudos sobre metamorfismo de alta pressão de 
pelitos e poucos resultados disponíveis sugeriam que, como nos baixos graus, nenhum 
esquema zonal muito claro poderia ser distinguido. Foi quando Chopin e Schreyer 
(1983) identificaram uma sequência de quatro zonas em rochas de alta pressão. Os quais 
apresentam diferentes tipos de associações minerais, através das reações: 
 
clorita Fe + quartzo granada + talco + água 
clorita Fe-Mg + quartzo cloritóide Fe-Mg + talco + água 
clorita Mg + quartzo cianita + talco + água 
 
 
Figura 12 - Diagrama de metamorfismo de rochas pelíticas a altas pressões. 
 
6. METAMORFISMO DE ROCHAS ÍGNEAS MÁFICAS 
 
 Derrames de lavas e intrusões menores relacionadas, bem como sedimentos 
vulcanogênicos, são frequentemente encontrados em sequências metamórficas. Em 
muitos cinturões orogênicos, predominam tipos básicos de rochas ígneas, mas em outras 
áreas, tufos e grauvacas de composições intermediárias são importantes. 
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 Em um amplo intervalo de condições metamórficas, as rochas metabásicas são 
dominadas por anfibólios, sendo conhecidas como anfibolitos. Os anfibolitos podem ser 
também formados pelo metamorfismo de sedimentos margosos, constituídos por uma 
mistura de material argiloso e carbonático, ou por interações metassomáticas entre 
camadas sedimentares contrastantes durante o metamorfismo (Orville 1969). 
Em comparação com sedimentos pelíticos, as rochas básicas mostram duas 
importantes diferenças no seu metamorfismo. Em primeiro lugar, a associação ígnea 
inicial é constituída de minerais anidro, estáveis em altas temperaturas, em contrastes 
marcantes com as argilas. 
 Em segundo lugar em relação aos metapelitos, diz respeito ao tipo de associação 
mineral e de reações que ocorrem. Na maioria dos graus metamórficos, as rochas 
metabásicas contem um número relativamente reduzido de minerais, muitos dos quais 
mostram extensa solução sólida, de maneira que um número muito menor de isógradas 
será detectado. A maioria das reações é contínua, com mudanças progressivas nos 
intervalos de temperatura e pressão. 
 
 
Figura 13 - Diagrama ACFN e ACF para distinção de rochas metamórficas oriundas de 
rochas máficas. 
31 
 
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XI. A classificação da fácies 
 
 Exceto em graus muito baixos de metamorfismo, as associações dos metabasitos 
são menos sensíveis às mudanças de pressão e temperatura que as dos pelitos. Logo as 
zonas que os definem, representam um intervalo mais amplo de condições de possíveis 
formações, nesse sentido, os metabasitos não menos úteis que os pelitos como 
indicadores de metamorfismo. No entanto ‘pelitos verdadeiros’ não são facilmente 
encontrados em zonas de metamorfismo, sendo mais comum encontrar rochas básicas 
nesses cinturões metamórficos, por isso a necessidade de se estudar a interação de 
rochas de composição máfica como indicadores metamórficos. 
 
XII. Metamorfismo de rochas básicas em graus baixos: Fácies zeolita e 
prehnita-pumpellyita 
 
Fácies Zeolita 
 
Até meados dos anos 2000, a hidratação e alteração de rochas ígneas em baixa 
temperatura era considerada uma calamidade para os petrólogos de rochas ígneas, que 
acabava por inibir seu trabalho, não sendo considerado como um ramo da petrologia 
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metamórfica, quando foi demonstrado por D.S. Coombs (1954) que há padrões 
sistemáticos de zoneamento metamórfico, foi pensando nisso que Fyfe et al. (1958) 
estabeleceram o fácieszeolita, com resultados obtidos de Coombs na Nova Zelândia. 
Nesse local há predominância de grauvacas vulcanogênicas e tufos, sendo por isso, 
particularmente susceptíveis ao metamorfismo por conterem minerais instáveis de vidro 
vulcânico, além de minerais ígneos de alta temperatura. 
 Nos montes de Taringatura na Nova Zelândia, compreende um pacote de 10 km 
de grauvacas triássicas, e outros 5 km de sedimentos sobrejacentes que foram perdidos 
pela erosão, as rochas não foram muito deformadas, e a série de alteração mineral é 
devido a profundidade de soterramento, sendo um ‘metamorfismo de soterramento’. Na 
porção superior da sucessão, o vidro vulcânico foi alterado parazeolita heulandita e 
raramente para analcima, quartzo secundário e finos filossilicatos são encontrados, no 
entanto os minerais ígneos de alta temperatura estão intactos. 
Com o aumento da profundidade, é alcançada a segunda zona, onde os 
plagioclásios cálcicos são substituídos por silicatos Ca-Al hidratados como prehnita e 
pumpellyita, contendo possivelmente epidoto. Outros estudos nessa região da Nova 
Zelândia, constatou que em partes também houve a interação metassomática e um outro 
mineral do grupo da zeolita sendo dominante. 
 
Fácies prehnita-pumpellyita 
 
 Desde que Coombs descreveu os efeitos de metamorfismo de baixo grau, em 
muitas outras partes do mundo também foram encontrados e reconhecidos condições 
distintas de metamorfismo. A mudança mineralógica nos montes Taringatura mostra a 
mudança de fácies zeolita para fácies prehnita-pumpellyita Kawachi (1975). 
Os minerais típicos dessa fácies em metabasanitos incluem, prehnita, 
pumpellyita, actinolita, clorita, epidoto, albita, quartzo, sericita, lawsonita, titanita e 
estilpnomelano. Rochas com essa sequência mineral apresentam coloração azul-
esverdeada. Pode ser confundido com a rocha ígnea original, mas é bem distinta pela 
sequência de fácies zeolita e prehnita-pumpellyita, dependendo das condições que 
exercem sobre a rocha e se há ou não a interação com fluídos. Em outras palavras o 
metamorfismo não é progressivo nos graus mais baixos. 
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 “Rochas metamórficas: composição mineralógicas e principais processos de transformações metamórficas e texturais” 
Letícia Martins¹; Marly Silva¹; Rodolfo Busolin¹ 
¹ Universidade Federal do Pampa - Unipampa 
 
Figura 14 - Séries diagramas para fácies zeolitas, prehnita-pumpellyita e xistos verdes. 
 
XIII. Metabasitos de zonas barrovianas: Fácies xisto verde e anfibolito 
 
 O primeiro estudo sistemático dos metabasitos da Escócia foi realizado por 
Wiseman (1934), que tentou correlacionar suas associações com as zonas pelíticas, 
obtendo as seguintes observações: 
 
 Zonas da clorita e biotita – As texturas ígneas originais as vezes estão presente, 
mas a associação mineral é inteiramente metamórfica. Minerais dominantes são clorita, 
epidoto, albita, actinolita verde e quartzo, frequentemente com calcita e biotita, sendo 
posteriormente reconhecido o estilpnomelano. 
 
 Zona da granada – Em metabasitos, a granada na realidade aparece em graus 
mais baixo que em pelitos. Ao mesmo tempo, a clorita e calcita tornam-se mais 
escassas, a actinolita é substituída por hornblenda verde e plagioclásio mais cálcico 
pode aparecer. 
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Letícia Martins¹; Marly Silva¹; Rodolfo Busolin¹ 
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 Zonas da estaurolita e cianita – Biotita e clorita estão ausentes e também há 
frequentemente a presença de calcita. Hornblenda verde e plagioclásio dominam, 
epidoto é escasso. 
 
 Zona da silimanita – As rochas são dominadas por hornblenda verde e marrom-
esverdeada e plagioclásio intermediário, sem a presença de epidoto. 
Cooper (1972) estudou os metabasitos em Haast Pass na Nova Zelândia, 
conseguindo constatar diferentes minerais de baixo grau para graus mais elevados, 
evidenciando que apesar de não ser visível há uma mudança de fácies, de xisto verde 
para anfibolito, no qual pode constatar que o início de fácies anfibolitos correspondem 
ao início da zona do oligoclásio ou da estaurolita. 
 Harte e Graham (1975), sumarizaram da seguinte forma as mudanças que 
ocorrem nessa mudança de fácies num metabasito: 
- Há um decréscimo em abundância de actinolita, estilpnomelano (desaparece), 
clorita, epidoto e albita (desaparece) 
- Há um aumento em abundância de hornblenda, granada e plagioclásio. 
 No entanto, é difícil escrever reações específicas que correspondam essas 
mudanças tendo em vista que as rochas contem relativamente poucas fases (Apenas 4 
ou 5) e são constituídas por muitos componentes (Até 10 componentes). Porém uma das 
reações que podem ser descritas e é muito importante nesses graus mais baixos é 
 
 clorita + calcita epidoto + actinolita + fluído com água e gases 
 
 Que corresponde do fato da associação de clorita + calcita se tornar escassa com 
o aumento do grau metamórfico. Outras reações que também podem ser descritas e são 
importantes para constatar essa mudança de fácies são as reações propostas por Cooper: 
 
 clorita + epitodo Al + quartzo hornblenda tschermakítica + anortita + água 
 
 albita + actinolita Hornblenda edenítica + quartzo 
 
 actinolita + clorita + quartzo hornblenda tschermakítica + água 
 
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Figura 15 - Séries diagramas para fácies xistos verdes e anfibolitos de pressões baixas a 
intermediárias. 
 
XIV. Metamorfismo de rochas básicas sob pressões elevadas: Fácies xisto 
azul e eclogito 
 
Os metabasitos são especialmente importantes na compreensão do 
metamorfismo sob pressões elevadas e temperaturas baixas, porque sob essas 
condições, sofrem muitas modificações mineralógicas, enquanto os pelitos sorem 
poucas mudanças nessas condições. 
 
Fácies xisto azul 
 
 O efeito mais característico provocado pelo metamorfismo de alta pressão em 
rochas básicas é a substituição de anfibólios cálcicos pelo anfibólio sódico glaucofano, 
encontrados na sequência barroviana, o que lhe permite ter essa coloração lilás/azul 
ardosiana que é característica. Outros minerais diagnóstico de metamorfismo de alta 
pressão nas rochas básicas são lawsonita, piroxênio rico em jadeíta e aragonita. 
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Quando se fala na sequência barroviana, a primeira isógrada distinta marca o 
aparecimento de pumpellyita, estilpnomelano e actinolita, que aparecem no mesmo 
grau. A zona seguinte, é marcada pelo aparecimento de lawsonita e glaucofano, que é 
pertencente a fácies xisto azul. Relictos ígneos ainda permanecem e influenciam pela 
qual crescem as fases metamórficas. A reação seguinte marca o aparecimento de 
lawsonita 
 
 plagioclásio + água lawsonita + albita 
 
 A isógrada seguinte marca o aparecimento do epidoto e a destruição das feições 
ígneas reliquiares. Com o aumento do grau metamórfico aparece o piroxênio onfacita, 
epidoto e granada, ao mesmo tempo em que pumpellyita, estilpnomelano e lawsonita 
desaparecem. Por isso os metabasitos da zona do epidoto são predominantemente 
glaucofano xistos. Hornblenda pode estar presente junto com onfacita, granada e 
paragonita, em consequência da reação contínua: 
 
albita + epidoto + glaucofano onfacita + paragonita + hornblenda + água 
 
 Essa reação marca a faixa de transição do xisto azul para o eclogito, no qual 
Ridley (1984) propôs uma reação alternativa para marcar o limite superior dos xistosazul: 
zoisita + glaucofano granada + onfacita + paragonita +quartzo + água 
 
Fácies Eclogito 
 
Sob condições extremas de metamorfismo, incluindo pressão elevada e 
temperaturas moderadas a altas, rochas de composição basáltica se recristalizam para 
uma rocha característica, densa, vermelha e verde, conhecida como eclogito, contendo 
granada, piroxênio onfacítico. Outros minerais comumente presentes são quartzo, rutilo, 
cianita, anfibólio e pirita, plagioclásio nunca estará presente! 
Eclogitos podem ser o produto do metamorfismo de metabasitos de grau baixo 
ou produzitos diretamente do metamorfismo de basalto ou gabro. Yoder e Tilley (1962), 
investigaram experimentalmente relações entre eclogito e gabro. Tendo em vista os 
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estudos do modo de ocorrência dos eclogitos Coleman et al. (1965) classificaram 
eclogitos naturais em três tipos: 
 Grupo A – Ocorrem como xenólitos em kimberlitos ou basaltos, como os que 
ocorrem em Oahu no Havaí. Esse grupo não é muito detalhado por não ter muitos 
estudos. 
 Grupo B – Ocorrem como bandas ou lentes em gnaisses migmatíticos, como os 
encontrados na Noruega. No qual pode conter quartzo e rutilo, além de estar presente 
granada e onfacita; cianita, zoisita e paragonita também são comuns. 
 Grupo C – Ocorrem como bandas ou lentes associadas a xistos azuis, como os 
encontrados em Nova Caledônia, California ou Alpina-Tethyana. É presente a granada e 
onfacita, contem anfibólios, zoisita, fengita, paragonita e quartzo podem estar presentes. 
Cloritóide algumas vezes estão presentes. 
 
Figura 16 - Gráfico dos fácies de alta pressão, xistos azuis e eclogitos. 
 
XV. Metamorfismo de alta temperatura: Fácies granulito 
 
Nos graus mais elevados do metamorfismo, as temperaturas excedem a das 
zonas barroviana, hornblenda é destruída dos metabasitos e piroxênios aparecem em seu 
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lugar. Pode ocorrer também fusão parcial da rocha, produzindo metabasitos migmatitos, 
com leucossoma de plagioclásio e quartzo. 
Exceto as rochas de alta pressão, onde os piroxênios são sódicos, os metabasitos 
portadores de piroxênio são típicos de fácies granulito e da zona de transição entre 
fácies anfibolito e granulito. Comumente é encontrado o granulito com rochas de fácies 
anfibolito, que sofreu retrabalhamento e infiltração de fluídos, são caracteristicamente 
mais antigos. 
A transição progressiva para fácies granulito é observada no complexo de 
Willyama, no distrito de Broken Hill, New South Wales, Austrália. De acordo com 
Binns (1965), é a seguinte sequência zonal nos metabasitos: 
A – Hornblenda verde-azulada + plagioclásio +/- granada +/- epidoto ou 
clinozoisita + ilmenita; 
B – Hornblenda verde-azulada ou marrom-esverdeada + plagioclásio + 
clinopiroxênio +/- granada + ilmenita; 
C – Hornblenda marrom-esverdeada + plagioclásio + clinopiroxênio + 
ortopiroxênio + ilmenita. 
 Essa sequência de aparecimento de clino e ortopiroxênio foi encontrada por 
Spear (1981). A Zona A é típica de fácies anfibolitos, enquanto a Zona C pertence a 
fácies granulito, no qual pode observar a presença de clino e ortopiroxênio. A Zona B é 
a transicional. 
Fácies granulito abrange um amplo intervalo de pressões metamórficas de altas 
temperatura, esse intervalo de pressões apresentam características distintas entre si, por 
isso Green e Ringwood (1967) propuseram uma divisão tríplice de fácies granulito: 
 
 Granulito de baixa pressão – Contém ortopiroxênio + clinopiroxênio + 
plagioclásio. Nas variedades mais básicas pode ocorrer olivina + plagioclásio, que 
constitui a associação de baixa pressão para o granulito. Pelitos associados contem 
abundante cordierita, embora granada e hiperstênio estejam presentes. 
 
 Granulitos de média pressão – São caracterizados pela associação de granada 
+ clinopiroxênio + ortopiroxênio + plagioclásio, sendo que a hornblenda também pode 
estar presente. Quartzo é um mineral acessório possível, mas normalmente não coexiste 
com granada nem clinopiroxênio. Rochas pelíticas nesse grau metamórfico, são 
tipicamente migmatitos com granada e cordierita coexistindo. 
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Granulitos de pressão média são relacionados com os encontrados em baixas 
pressões através das equações: 
 
 olivina + plagioclásio granada 
 olivina + plagioclásio diopsídio Al + enstatita Al + quartzo 
 
 Granulitos de alta pressão – São associados a pelitos que contem feldspato K + 
cianita; também são distinguidos pela ausência de clino e ortopiroxênio em metabasitos 
que portam plagioclásio. Suas associações podem ser relacionadas a pressões médias 
através das reações 
 
Ortopiroxênio + plagioclásio granada + clinopiroxênio + quartzo 
 Ortopiroxênio + plagioclásio granada + quartzo 
 
 Muitos granulito, tais como o do complexo de Willyama da Austrália, parecem 
ser o produto final do metamorfismo de rochas básicas, submetidas a temperaturas 
muito elevadas. Entretanto pode ter duas possibilidades de origem alternativa de 
granulito básicos, que podem ser importantes em alguns casos. Howie (1955) diz que 
nem todos os granulito são de origem metamórfica, podendo ser o produto de 
cristalização de magmas básicos sob pressões elevadas. Uma segunda possibilidade é de 
que o caráter anidro de alguns granulito é devido, não a temperaturas extremas, mas de 
uma permeação de anfibolitos por CO2 derivado do manto (Touret, 1971). 
 
7. METAMORFISMO DE ROCHAS ULTRAMÁFICAS 
 
As rochas ultramáficas são constituídas predominantemente por MgO e SiO2 Os 
minerais mais importantes de rochas ultramáficas são olivina, ortopiroxênio e/ou 
clinopiroxênio, a razão MgO/FeO das rochas é muito alta, tendo também presente o 
CaO. 
 Para ocorrer o metamorfismo de rochas ultramáficas, necessita de acesso da 
água ou de gás carbônico, sendo que em particular a água comumente está disponível e 
a introdução de água transforma as rochas ultramáficas em serpentinitos, constituídos 
principalmente por antigorita e lizardita crisotila, quantidade menores de talco ou 
brucita e alguma magnetita. 
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O acesso de água e gás carbônico a rochas ultramáficas é comprovado pela 
transformação de serpentinitos em rochas constituídas por talco+ magnesita + dolomita. 
A introdução de água e pequenas quantidade de gás carbônico, resultou muitas vezes em 
coroas de talco + magnesita envolvendo serpentinito anteriormente formado apenas pela 
introdução da água. 
 
 
Figura 17 - Diagramas para determinação de rochas metamórficas oriundas de rochas 
ultramáficas, com água ou CaO. 
 
Trabalhos experimentais antes de 1967 não levavam em consideração a 
concentração de CO2, somente de H2O. Greenwood (1967) e Johannes (1969), 
consideraram a presença de CO2 e de H2O no sistema MgO-SiO2-H2O-CO2, os minerais 
desse sistema estão dispostos em ordem segundo a razão (Mg x 100)/(MgO 
+SiO2)(Tabela 2): 
Quartzo (Q) 0% MgO 
Talco (Ta) 43% MgO 
Antofilita 
(Anto) 
47% MgO 
Enstatita (En) 50% MgO 
Serpentina (S) 60% MgO 
Forsterira (Fo) 67% MgO 
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Brucita (B) 
Periclásio (P) 
Magnesita (M) 
 
100% MgO 
 Tabela 2: Razão para a quantidade de magnésio e magnésio com sílica 
 
No sistema MgO-SiO2 a composição de rochas ultramáficas se encontra entre 
forsterita e enstatita, porque olivina e piroxênio são os constituintes predominantes. A 
presenta de clinopiroxênio calcífero, somada a do ortopiroxênio, torna necessário que 
seja considerado o CaO também como componente. 
 A composição bruta da maioria dos serpentinito situa-se entre 60 e 67% de 
MgO. Portanto sempre que a serpentina for reagente, os produtos serão dois minerais, 
um menor que 67% de MgO e outro maior que 67% de MgO. O quartzo só pode ser 
esperado em temperatura menor que a da reação: 
 
 1 talco + 1 água 1 serpentina + 2 quartzo 
 
 Tendo que ser consideradas as seguintes reações. 
 
 Reações em valores de XCO2 extremamente pequenos 
 
 1 serpentina + 1 magnesita 2 forsterita + 2 água + 1 CO2 
 2 serpentina + 3 CO2 1 talco + 3 magnesita + 3 água 
 1 serpentina + 3 CO2 2 quartzo + 3 magnesita + 2 água 
 1 serpentina + 1 brucita 2 forsterita + 1 talco + 9 água 
 5 serpentina 6 forsterita + 1 talco + 1 água 
 1 serpentina + 2 quartzo 1 talco + 1 água 
 1 brucita + 1 CO2 1 magnesita + 1 água 
 1 brucita 1 periclásio + 1 água 
 
 Reações dentro de um amplo intervalo de XCO2 entre extremos: 
 
 1 talco + 5 magnesita 4 forsterita + 2 água + 5 CO2 
 4 quartzo + 3 magnesita + 1 água 1 talco + 3 CO2 
 9 talco + 4 forsterita 5 antofilita + 4 água 
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 1 antofilita + 1 forsterita 9 enstatita + 1 água 
 7 talco 3 antofilita + 4 quartzo + 4 água 
 1 antofilita 7 enstatita + 1 quartzo + 1 água 
 
 Reações em valores XCO2 muito grandes: 
 
 1 antofilita + 9 magnesita 8 forsterita + 1 água + 9 CO2 
 2 talco + 1 magnesita 1 antofilita + 1 água + 1 CO2 
 7 magnesita + 8 quartzo + 1 água 1 antofilita + 7 CO2 
 1 antofilita + 1 magnesita 4 enstatita + 1 água +1 CO2 
 1 enstatita + 2 magnesita 2 forsterita + 2 CO2 
 2 magnesita + 2 quartzo 1 enstatita + 2 CO2 
 
 Até agora a maior parte das investigações petrográficas falharam ao considerar a 
importância de certas associações de três ou mais minerais do sistema MgO-SiO2 – 
fluido isento de Ca. Entretanto foram observadas paragêneses de dois minerais em 
rochas ultramáficas metamorfizadas. Uma sequência de paragêneses de metamorfismo 
com temperatura crescente foi publicada por Evans e Trommsdorff (1970) 
 
- talco ou brucita + serpentina (Espécie antigorita) 
- forsterita + serpentina (Espécie antigorita) 
- forsterita + talco 
- antofilita + talco e antofilita + forsterita 
- enstatita + forsterita 
 
Até agora os estudos de paragênese minerais foram consideradas somente para o 
sistema MgO-SiO2-H2O-CO2. Quando Al2O3 e/ou CaO e/ou FeO são componentes 
adicionais de uma rocha ultramáfica, aparecem minerais adicionais. A presença de um 
ou mais desses componentes nas rochas ultramáficas quando metamorfizadas, dão 
origem a uma nova assembleia mineral, em associação com os já citados, minerais esses 
como clorita, safirina, espinélio, piropo, gedrita, diopsídio, pargassita e tremolita. 
 
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Figura 18 - Gráfico de associações minerais em rochas metamórficas ultramáficas de 
acordo com as condições P e T. 
 
8. GRAUAQUES 
 
Grauaques são rochas sedimentares clásticas constituídas por quartzo, feldspato 
e filossilicatos (micas, cloritas, minerais argilosos, etc.) geralmente com fragmentos de 
outras rochas. Quando os sedimentos são provenientes de rochas máficas, as 
paragêneses minerais serão qualitativamente as mesmas paragêneses das rochas 
máficas. Entretanto, quantitativamente os minerais máficos de Ca-Al geralmente estão 
presentes em apenas quantidades subordinadas, ao passo que a mica branca e, 
especialmente o quartzo se apresentam com teor mais elevado. 
A quantidade de feldspato em metagrauaques pode ser muito variável, 
dependendo da ração inicial de quartzo / feldspato potássico no sedimento (Winkler, 
1975). 
Quando o sedimento que constituintes dos grauaques são peliticos e compostos 
também de quartzo e feldspato, as modificações metamórficas são essencialmente as de 
rochas pelíticas. Os grauaques geralmente não fornecem paragêneses metamórficas que 
não possam ser observadas tão bem ou melhor que os pelitos. Dado o fato de que muitos 
grauaques não conterem albita, mas antes plagioclásio com anortita, minerais como 
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pumpelyíta e lawsolita podem ser formados, em pequenas quantidades, a partir de 
plagioclásio dentrítico que, então, é albitizado. 
Também segundo Winkler (1975) sob pressões muito altas a albita comumente 
forma piroxênio jadeítico. Este mineral, por sua vez, é muito importante em 
metagrauaques originadas em metamorfismo de pressão muito alta e baixa temperatura. 
Segundo Ernst (1971) na Califórnia se encontra uma ocorrência clássica de 
metagrauaques onde na zona de mais alta pressão desenvolveu piroxênio jadeítico. Estes 
piroxênios se encontram nos metagrauaques de Diablo Range do São Franciscano, 
localizados na faixa central da costa da Califórnia. Todos os grauaques contem quartzo, 
albita e / ou piroxênio jadeítico como principais constituintes. A mica branca, clorita e 
quantidades menores de esfenio e matéria carbonosa estão sempre presentes, ao passo 
que CaCO3, estilpnomelano, óxido de ferro e / ou pirita são encontrados em apenas 
algumas amostras. Lawsolita e / ou pumpelyita neoformadas geralmente constituem 
apenas 1 a 5% das rochas. 
 
9. PRINCIPAIS ROCHAS METAMÓRFICAS E SUAS 
CARACTERÍSTICAS PRINCIPAIS 
 
XVI. METAMORFISMO DE FOLHELHOS E ARGILITOS 
 
Ardósia 
 
 Rocha microcristalina; 
 Cor de cinza a preta; 
 Apresenta clivagem ardosiana, peceptível pela boa divisibilidade; 
 Apresenta aspecto sedoso nos planos; 
 Consistência mole, sendo fácil de ser riscada com canivete; 
 Produto de baixo grau de metamorfismo sobre argilito; 
Minerais: quartzo, feldspatos, argilas, calcita, micas. 
 
Filito 
 
Rocha micro a macrocristalina; 
Cor prateada, cinzenta, esverdeada ou até preta; 
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Apresenta minerais perceptíveis a olho nú - clorita ou mica; 
Formada por continuação do metamorfismo sobre a ardósia e folhelho indicando 
grau metamórfico médio; 
Em função da foliação, apresenta boa divisibilidade. 
 
Xisto (mica-xisto) 
 
Rocha macrocristalina; 
Cor prateada, cinzenta ou preta; 
Minerais visíveis - micas (muscovita ou biotita), quartzo, granada, etc., em grãos 
maiores que as anteriores; 
Em função da xistosidade, apresenta boa divisibilidade. 
 
Xisto (clorita-xisto) 
 
Rocha macrocristalina; 
Cor esverdeada; 
Principal mineral - clorita; 
Em função da xistosidade, apresenta boa divisibilidade. 
 
Gnaisse 
 
Rocha com textura orientada e bandada, bandas claras e escuras alternadas; 
Mineralogia – feldspatos, quartzo, micas, anfibólios,