Petrologia Metamórfica USP

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UUnniivveerrssiiddaaddee ddee SSããoo PPaauulloo 
IInnssttiittuuttoo ddee GGeeoocciiêênncciiaass 
DDeeppaarrttaammeennttoo ddee MMiinneerraallooggiiaa ee GGeeootteeccttôônniiccaa 
GMG 332 
 
PETROLOGIA METAMÓRFICA 
 
2002 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
NNoottaass ddee AAuullaass 
VVeerrssããoo PPrreelliimmiinnaarr 
 
Prof. Dr. Caetano Juliani 
Prof. Dr. Gergely Andres Szabó 
 
 
 
Colaboração: 
Thatyana Benevides 
MSc. Fernando Camargo Freitas 
Prof. Dra. Annabel Pérez Aguilar 
 
 
GMG 332 − PETROLOGIA METAMÓRFICA 
 
APRESENTAÇÃO 
 
 Esta primeira versão da apostila é uma integração das notas de aulas do 
curso de Petrologia Metamórfica oferecido há alguns anos no IGUSP e, como poderá 
ser observado, alguns textos estão melhor desenvolvidos que outros e, faltam tópicos, 
principalmente sobre as rochas cataclásticas e carbonáticas puras e impuras. 
Acreditamos que muito ainda poderá ser feito em todos os tópicos, mais ainda em 
relação aos granulitos, migmatitos, geotermobarometria, texturas e estruturas, o que 
deverá ocorrer no futuro, uma vez que os textos estão em elaboração e mudanças 
mais ou menos contínuas. Alguns outros textos sobre tópicos específicos do 
metamorfismo, como o limite diagênese−metamorfismo, aplicações práticas de 
termobarometria, metassomatismo e UHP já se encontram em fase de redação. 
 Alguns conceitos dos autores são, até certo ponto, propostas novas, 
algumas das quais ainda não totalmente consolidadas. Por este motivo, solicitamos a 
gentileza da citação da fonte quando do uso deste texto. Contribuições, discussões, 
correções e opiniões são muito bem vindas e podem ser encaminhadas a qualquer um 
dos autores, mas, preferencialmente ao Prof. Caetano, no endereço eletrônico citado 
abaixo. 
 Por fim, dedicamos este texto a todos aqueles que, por acreditarem no 
ensino e na sua qualidade sobretudo, e numa universidade pluralista e não produtivista, 
não se conformam e nem se calam nos momentos de defesa da Universidade Pública, 
da profissão de geologia e dos colegas, apesar da estrutura, por vezes, autoritária das 
universidades e do país. Mas, sobretudo, dedicamos este texto aos alunos do curso de 
geologia da USP que desejam ser geólogos e que, por isto, não acreditam nos “cursos 
casas bahia”. 
 Caetano 
 Gergely 
Thatyana 
Fernando 
 Annabel 
 
Contribuições, críticas e correções: 
Dr. Caetano Juliani 
Departamento de Mineralogia e Geotectônica 
Instituto de Geociências 
Universidade de São Paulo 
Rua do Lago, 562 
São Paulo − São Paulo 
 
cjuliani@usp.br 
 
 
 
Prof. Dr. Caetano Juliani 
Professor Doutor pelo IGUSP, formado pela UNESP em 1980. É 
responsável pelo curso GMG 332 − Petrologia Metamórfica desde 
1998, no qual iniciou sua participação em 1992. Desenvolve 
pesquisas sobre petrologia metamórfica, geotermobarometria, 
evolução crustal, vulcanismo, interação fluido-rocha e mineralizações 
em projetos em São Paulo, Minas Gerais, Goiás e Amazônia. Orienta 
ainda estudos de petrologia metamórfica nos Andes Centrais da Colômbia. 
 
Prof. Dr. Gergely Andres Julio Szabó 
Geólogo, Universidade Estadual Paulista Júlio de Mesquita Filho, 
UNESP, IGCE-Rio Claro, 1981, Mestre em Mineralogia e Petrologia, 
Instituto de Geociências, USP, 1989 e Doutor em Mineralogia e 
Petrologia, Instituto de Geociências, USP, 1996. Docente do IGUSP 
desde 1983, dedica-se ao ensino de Petrologia Metamórfica há vários 
anos. Suas pesquisas estão voltadas para a geologia de terrenos pré-
cambrianos e petrologia das rochas metamórficas, com destaque 
para as rochas máficas-ultramáficas de cinturões vulcano-sedimentares tipo 
greenstone belt e a gênese de depósitos de talco e serpentinitos. 
 
MSc. Thatyana Benevides 
Formada no IGUSP em 2000, Mestranda da Fapesp em estudos 
metamórficos e geotermobarométricos no segmento central do Grupo 
Dom Silvério, MG, em finalização. Tem iniciado estudos sobre a 
termodinâmica da granada para definição de trajetórias metamórficas. 
É também monitora voluntária na disciplina GMG 332. 
 
 
Dr. Fernando Camargo Freitas 
Formado pelo IGUSP em 1997, fez seu mestrado sobre a evolução 
geotermobarométricas e tectônicas de terrenos granulíticos da região 
de Socorro, com modelagem da trajetória P-T-t-d e dos eventos 
magmáticos associados a zonas de cisalhamento. Atualmente estuda 
a evolução metamórfica e a geotermobarometria da região do 
Tapajós, PA, com enfoque para evolução geotectônica. É também 
bolsita PAE na disciplina GMG 332. 
 
 
 
Dra. Annabel Pérez Aguilar 
Formada pelo IGUSP em 1993. Obteve os títulos de Mestre e de 
Doutora pelo IGUSP, com especialização no metamorfismo de rochas 
hidrotermalizadas. Estuda rochas do Grupo Serra do Itaberaba, com 
detalhamento das texturas, estruturas e mineralogia metamórficas, 
além de balanços de massa, isótopos estáveis e geotermobarometria. 
Atualmente é professora temporária no IGUSP, e atua como Profa 
auxiliar na disciplina GMG 332. 
 
 
 
SUMÁRIO 
 
A. CONCEITOS BÁSICOS 
 
INTRODUÇÃO ............................................................................................................................ 1 
1 DEFINIÇÃO E ESCOPO .......................................................................................................... 2 
2 LIMITES FÍSICOS DO METAMORFISMO ............................................................................... 3 
3 FATORES QUE CONDICIONAM O METAMORFISMO .......................................................... 4 
 3.1 Temperatura (temperature) ................................................................................ 5 
 3.2 Pressão (pressure) ............................................................................................. 6 
 3.2.1 Pressão litostática (lithostatic pressure) ...................................................... 6 
 3.2.2 Pressão dirigida (stress or directed pressure) ............................................ 6 
 3.2.3 Pressão de fluidos (fluid pressure) .............................................................. 8 
 3.3 O tempo (time) .................................................................................................. 10 
 3.4 Taxa de reação (reaction rate) e equilíbrio meta-estável (meta-stable equilibria) 12 
 3.5 Taxas de nucleação (reaction rate) e de crescimento dos minerais (growth rate) 
 13 
 3.6 Composição química da rocha (whole rock chemical composition) ................. 15 
 3.7 Interação fluido−rocha (fluid-rock interaction) ................................................... 17 
4 TRAJETÓRIAS METAMÓRFICAS PRESSÃO−TEMPERATURA−TEMPO−DEFORMAÇÃO 
(P-T-t-d) (P-T-t-d metamorphic paths) ....................................................................................... 17 
5 REAÇÕES METAMÓRFICAS (metamorphic reactions) ........................................................ 19 
 5.1 Transformações polimórficas ............................................................................ 19 
 5.2 Mudança da ordem cristalina ............................................................................ 19 
 5.3 Miscibilidade e imiscibilidade ............................................................................ 20 
 5.4 Sólido + sólido sem liberação de gás ............................................................... 20 
 5.5 Sólido + sólido com liberação de gás ............................................................... 21 
 5.6 Sólido + fluido com produtos sólidos e liberação de gás .................................. 21 
 5.7 De devolatização .............................................................................................. 22 
 5.8 De oxi-redução com liberação de gás .............................................................. 23 
6 ESTRUTURAS METAMÓRFICAS (metamorphicstructures) ................................................ 23 
7 TEXTURAS METAMÓRFICAS (metamorphic textures) ........................................................ 24 
8 GRANULAÇÃO DOS MINERAIS METAMÓRFICOS (metamorphic grain-size) .................... 26 
9 FORMA DOS CRISTAIS METAMÓRFICOS (metamorphic crystal morphology) .................. 27 
10 VARIAÇÃO NA INTENSIDADE DO METAMORFISMO ...................................................... 28 
10.1 FÁCIES METAMÓRFICAS ............................................................................................... 29 
10.2 GRAU METAMÓRFICO .................................................................................................... 33 
10.3 SÉRIES FACIAIS DE METAMORFISMO ......................................................................... 34 
 
 
B. TIPOS DE METAMORFISMO E AMBIENTES GEOLÓGICOS DE FORMAÇÃO 
 
INTRODUÇÃO .......................................................................................................................... 36 
1 TIPOS DE METAMORFISMO ................................................................................................ 36 
 1.1 Fator metamórfico predominante ...................................................................... 36 
 1.1.1 Metamorfismo termal (thermal metamorphism) .........................................36 
 1.1.2 Metamorfismo dinâmico (dynamic metamorphism) .................................. 36 
 1.1.3 Metamorfismo dinamotermal (dynamothermal metamorphism) ................ 37 
 1.2 Ambiente geológico .......................................................................................... 38 
 1.2.1 De Expressão Local .................................................................................. 38 
 1.2.2 Regional .................................................................................................... 41 
 1.2.3 Ambiente tectônico .................................................................................... 45 
 
 
C. CLASSIFICAÇÃO E NOMENCLATURA DAS ROCHAS METAMÓRFICAS 
 
INTRODUÇÃO .......................................................................................................................... 47 
 
1 CLASSIFICAÇÃO BASEADA NO PROTOLITO .................................................................... 47 
2 CLASSIFICAÇÃO ESTRUTURAL .......................................................................................... 50 
3 CLASSIFICAÇÃO MINERALÓGICA ...................................................................................... 52 
4 CLASSIFICAÇÃO QUÍMICA .................................................................................................. 54 
5 CLASSIFICAÇÃO GENÉTICA ............................................................................................... 55 
6 NOMENCLATURA DAS ROCHAS METAMÓRFICA ............................................................. 56 
 
 
D. CONCEITOS FUNDAMENTAIS DE TERMODINÂMICA APLICADA À 
GEOTERMOBAROMETRIA 
 
INTRODUÇÃO .......................................................................................................................... 59 
1 PRINCÍPIOS DE GEOTERMOBAROMETRIA ....................................................................... 59 
 
 
E. METAPELITOS 
 
INTRODUÇÃO .......................................................................................................................... 67 
1 SISTEMA QUÍMICO ............................................................................................................... 67 
2 DIAGRAMA ABFM ................................................................................................................. 68 
3 DIAGRAMA ACF .................................................................................................................... 73 
4 DIAGRAMA A’KF ................................................................................................................... 73 
5 O SISTEMA KFMASH (K2O–FeO–MgO–Al2O3–SiO2–H2O) ................................................... 75 
6 O SISTEMA FMAS (FeO–MgO–Al2O3–SiO2) ......................................................................... 76 
7 O SISTEMA KFMAS (FeO–MgO–Al2O3–SiO2) ...................................................................... 78 
8 O SISTEMA CKNASH (CaO–K2O–Na2O–Al2O3–SiO2–H2O) ................................................. 79 
 8.1 Sub-sistema KNASH (K2O–Na2O–Al2O3–SiO2–H2O) ....................................... 81 
 8.2 Sub-sistema CNASH (CaO–Na2O–Al2O3–SiO2–K2O–H2O) .............................. 83 
9 CARACTERIZAÇÃO DAS FÁCIES METAMÓRFICAS EM METAPELITOS ......................... 84 
 9.1 Pressão Intermediária (Barrowiano) ................................................................. 84 
 9.1.1 Fácies dos xistos verdes (grau metamórfico baixo) .................................. 84 
 9.1.2 Fácies anfibolito (grau metamórfico médio) .............................................. 84 
 9.1.3 Grau metamórfico alto ............................................................................... 85 
 9.2 Baixa pressão (Abukuma) ................................................................................ 85 
10 REAÇÕES METAMÓRFICAS NA PROGRESSÃO DO METAMORFISMO ........................ 85 
 10.1 Pressões intermediárias ..................................................................................86 
 10.1.1 Limite diagênese–baixo grau .................................................................. 86 
 10.1.2 Início do metamorfismo ........................................................................... 86 
 10.1.3 Zona da clorita ........................................................................................ 86 
 10.1.4 Zona da biotita ........................................................................................ 87 
 10.1.5 Zona da granada ..................................................................................... 87 
 10.1.6 Zona da estaurolita ................................................................................. 87 
 10.1.7 Zona da cianita ........................................................................................ 88 
 10.1.8 Zona da sillimanita ................................................................................. 88 
 10.1.9 Zona do feldspato potássico ................................................................... 88 
 10.1.10 Zona dos migmatitos ............................................................................. 88 
 10.1.11 Zona do hiperstênio .............................................................................. 89 
 10.2 Pressões baixas ............................................................................................. 89 
 10.2.1 Formação de cordierita ........................................................................... 89 
 10.2.2 Formação de andalusita .......................................................................... 89 
 10.3 Pressões altas ( Fácies xisto azul e eclogito) ................................................. 90 
 
 
F. METAMORFISMO DE ROCHAS BÁSICAS (MÁFICAS) 
 
INTRODUÇÃO .......................................................................................................................... 91 
1 PROTÓLITOS ........................................................................................................................ 91 
 1.1 Básico X Máfico: revisão dos conceitos (classificação química X petrográfica) 91 
 
 1.1.1 Principais tipos de rochas básicas / máficas ............................................. 91 
 1.1.2 Características gerais dos protólitos ......................................................... 92 
2 REPRESENTAÇÃO DAS PARAGÊNESES / PRINCIPAIS MINERAIS (RELAÇÕES 
QUEMOGRÁFICAS) ................................................................................................................. 93 
3 MINERALOGIA METAMÓRFICA........................................................................................... 93 
4 MEMBROS FINAIS E SÍTIOS OCUPACIONAIS DOS ANFIBÓLIOS .................................... 95 
5 METAMORFISMO .................................................................................................................. 97 
 5.1 Baixo Grau (Fácies Zeólita e Prehnita–Pumpellyita, ou Fácies Sub–Xisto Verde) 97 
5.1.1 Fácies zeólita ................................................................................................................... 97 
 5.1.2 Fácies prehnita--pumpellyita ..................................................................... 98 
 5.2 Pressão Intermediária (Fácies Xisto Verde a Anfibolito) .............................. 99 
 5.2.1 Fácies xisto verde ................................................................................... 102 
 5.2.2 Fácies anfibolito ...................................................................................... 102 
 5.3 Metamorfismo de Alta T (Fácies Granulito) .................................................... 104 
 5.4 Metamorfismo de Alta P: Fácies Xisto Azul e Eclogito ................................... 104 
 5.4.1 Fácies xisto azul ...................................................................................... 104 
 5.4.2 Fácies eclogito ........................................................................................ 105 
 
 
G. METAMORFISMO DE ROCHAS ULTRAMÁFICAS / ULTRABÁSICAS 
 
INTRODUÇÃO ........................................................................................................................ 106 
1 ORIGEM DAS ROCHAS ULTRAMÁFICAS/ULTRABÁSICAS NA CROSTA DA TERRA .... 106 
 1.1 Mantélicos ....................................................................................................... 106 
 1.2 Cumuláticos .................................................................................................... 106 
 1.3 Vulcânicos ...................................................................................................... 106 
2 SISTEMAS QUÍMICOS ........................................................................................................ 108 
3 PRINCIPAIS MINERAIS METAMÓRFICOS ........................................................................ 108 
 3.1 Sistema MSH .................................................................................................. 108 
 3.2 Sistema CMSH ............................................................................................... 109 
 3.3 Sistema MASH / CMASH ............................................................................... 109 
 3.4 Sistema NCMASH .......................................................................................... 109 
4 PRINCIPAIS REAÇÕES METAMÓRFICAS ........................................................................ 109 
5 PRINCIPAIS DIAGRAMAS PARA REPRESENTAR AS RELAÇÕES DE FASE ................. 109 
 5.1 Sistema MSH .................................................................................................. 109 
 5.2 Sistema CMSH ............................................................................................... 110 
 5.3 Sistemas AMSH e CMASH ............................................................................. 110 
 5.4 Sistema NCMASH .......................................................................................... 111 
 
H. GRANULITOS 
 
INTRODUÇÃO ........................................................................................................................ 121 
1 DEFINIÇÃO .......................................................................................................................... 121 
2 CONDIÇÕES DE FORMAÇÃO ............................................................................................ 122 
3 DISTRIBUIÇÃO NA CROSTA, IDADES E TIPOS DE OCORRÊNCIAS ............................. 122 
4 PARAGÊNESES DIAGNÓSTICAS ...................................................................................... 123 
5 A PASSAGEM DA FÁCIES ANFIBOLITO PARA GRANULITO ........................................... 123 
6 A TRANSIÇÃO ENTRE AS FÁCIES GRANULITO E ECLOGITO ....................................... 124 
7 NOMENCLATURA ............................................................................................................... 125 
8 TIPOS DE GRANULITOS BÁSICOS ................................................................................... 127 
 8.1 De baixa pressão (low pressure) .................................................................... 127 
 8.2 De pressão média (intermediate pressure) ou piroxênio granulitos ............... 127 
 8.3 De pressão alta (high pressure) ou granada granulito ................................... 127 
9 REAÇÕES METAMÓRFICAS .............................................................................................. 127 
 9.1 Rochas básicas .............................................................................................. 127 
 9.2 Rochas metapelíticas ........................................................................................ 127 
 
 
 
10 SISTEMAS QUÍMICOS .................................................................................................... 128 
11 MODELOS GENÉTICOS ................................................................................................... 128 
 
 
I. MIGMATITOS 
 
INTRODUÇÃO ........................................................................................................................ 131 
1 DEFINIÇÃO .......................................................................................................................... 131 
2 SISTEMA QUÍMICO ............................................................................................................. 132 
3 ESTRUTURAS MACROSCÓPICAS .................................................................................... 132 
4 IMPORTÂNCIA DO ESTUDO DOS MIGMATITOS ............................................................. 135 
 
 
J. ESTRUTURAS METAMÓRFICAS 
 
PRINCIPAIS ESTRUTURAS METAMÓRFICAS ..................................................................... 136 
 
 
K. TEXTURAS METAMÓRFICAS 
 
PRINCIPAIS TEXTURAS METAMÓRFICAS .......................................................................... 149 
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ........................................................................................ 170 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Tabela 1. Abreviações dos nomes dos principais minerais metamórficos, modificado de 
Kretz (1983) e Spear (1998). 
 
Ab Albita (albite) Acm Acmita (acmite) Act Actinolita (actinolite) 
Adr Andradita (andradite) Ads Andesina (andesine) Alm Almandina (almandine) 
Aln Allanita (allanite) Amp Anfibólio (amphibole) An Anortita (anorthite) 
And Andalusita (andalusite) Ank Ankerita (ankerite) Anl Analcima (analcime) 
Ann Annita (annite) Ap Apatita (apatite) Apy Arsenopirita (arsenopyrite) 
Arg Aragonita (aragonite) As Aluminossilicato (aluminosilicate) Atg Antigorita (antigorite) 
Ath Antofilita (anthophyllite) Aug 
Augita (augite) Brc Brucita (brucite) 
Bt Biotita (biotite) Cae Coesita (coesite) Cal Calcita (calcite) 
Cam Clinoanfibólio cálcico (Ca-clinoamphibole) Cen 
Clinoenstatita 
(clinoenstatite) Cfs 
Clinoferrossilita 
(clinoferrosilite) 
Chl Clorita (chlorite) Chu Clinohumita (clinohumite) Cld Cloritóide (chloritoid) 
Cpx Clinopiroxênio cálcico (Ca-clinopyroxene) Cpy 
Calcopirita 
(chalcopirite) Crd Cordierita (cordierite) 
Cro Crossita (crossite) Crm Cromita (cromite) Crn Corindon (corundum) 
Crs Cristobalita (cristobalite) Ctl 
Crisotila (chrysotile) Cum Cummingtonita (cummingtonite) 
Czo Clinosoizita (clinozoisite) Di 
Diopsídio (diopside) Dia Diásporo (diaspore)Dmd Diamante (diamond) Dol Dolomita (dolomite) Eck Eckermanita (eckermanite) 
Ed Edenita (edenite) En Enstatita (enstatite) Ep Epidoto (epidote) 
Fa Fayalita (fayalite) Fac Ferroactinolita (ferroactinolite) Fed 
Ferroedenita 
(ferroedenite) 
Fl Fluorita (fluorite) Fo Forsterita (forsterite) Fs Ferrossilita (ferrosilite) 
Fts Ferrotschermakita (ferrotschermakite) Ga 
Galena (galena) Ged Gedrita (gedrite) 
Gln Glaucofânio (glaucophane) Gr 
Grafita (graphite) Grs Grossularita (grossularite) 
Grt Granada (garnet) Gru Grunerita (grunerite) Hbl Hornblenda (hornblende) 
Hc Hercinita (hercynite) Hd Hedenbergita (hedenbergite) Hem Hematita (hematite) 
Hs Hastingsita (hastingsite) Hul Heulandita (heulandite) Ill Illita (illite) 
Ilm Ilmentita (ilmenite) Jd Jadeíta (jadeite) Kfs Feldspato potássico (K-feldspar) 
Kln Caolinita (kaolinite) Krn Kornerupina (kornerupine) Ky Cianita (kyanite) 
Lab Labradorita (labradorite) Liq 
Líquido (liquid, 
silicate melt) Lmt 
Laumontita 
(laumontite) 
Lws Lawsonita (lawsonite) Lz Lizardita (lizardite) Mc Microclínio (microcline) 
 
Mgs Magnesita (magnesite) Mnt Montmorillonita (montmorillonite) Mnz Monazita (monazite) 
Mrb Magnesioriebeckita (magnesioriebeckite) Mrg 
margarita (margarite) Ms Muscovita (muscovite) 
Ntr Natrolita (natrolite) Oam Ortoanfibólio (orthoamphibole) Ol Olivina (olivine) 
Olg Oligoclásio (oligoclase) Omp Onfacita (omphacite) Opx Ortopiroxênio (orthopyroxene) 
Or Ortoclásio (orthoclase) Osm Osumilita (osumilite) Pen Protoenstatita (protoenstatite) 
Per Periclásio (periclase) Pg Paragonita (paragonite) Pgt Pigeonita (pigeonite) 
Phe Fengita (phengite) Phl Flogopita (phlogopite) Pl Plagioclásio (plagioclase) 
Pmp Pumpellyta (pumpellyite) Po 
Pirrotita (pyrrhotite) Prg Pargasita (pargasite) 
Prh Prehnita (prehnite) Prl Pirofilita (pyrophyllite) Prp Piropo (pyrope) 
Py Pirita (pyrite) Qtz Quartzo (quartz) Rbk Riebeckita (riebeckite) 
Rt Rutilo (rutile) Sa Sanidina (sanidine) Scp Escapolita (scapolite) 
Sd Siderita (siderite) Sil Sillimanita (sillimanite) Spa Esfalerita (sphalerite) 
Spl Espinélio (spinel) Spn Titanita (sphene) Spr Safirina (sapphirine) 
Sps Espessartita (spessartine) Srp 
Serpentina 
(serpentine) St Estaurolita (staurolite)
Stb Estilbita (stilbite) Sti Stishovita (stishovite) Stp Stilpnomelano (stipnomelane) 
Tlc Talco (talc) Tr Termolita (tremolite) Trd Tridimita (tridymite) 
Ts Tschermakita (tschermakite) Ttn 
Titanita (titanite) Tur Turmalina (tourmaline) 
Usp Ulvoespinélio (ulvospinel) Vsu 
Vesuvianita 
(vesuvianite) Wai Wairakita (wairakite) 
Wo Wollastonita (wollastonite) Wus 
Wustita (wustite) Zo Zoisita (zoisite) 
Zrn Zircão (zircon) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
A. CONCEITOS BÁSICOS 
 
Caetano Juliani 
INTRODUÇÃO 
 
 O termo metamorfismo foi originalmente utilizado por James Hutton em 
1785, no seu trabalho intitulado Theory of the Earth (Hutton, 1785), ao explicar a 
gradativa transformação, em estado sólido, de sedimentos para rochas 
recristalizadadas, com mudanças texturais e mineralógicas. Dentre os trabalhos 
pioneiros sobre o tema destaca-se também o de Charles Lyell (Lyell, 1830), em sua 
obra Principles of Geology, de grande influência na formação dos primeiros geólogos. 
 A petrologia metamórfica tem como principal objetivo o estudo da evolução 
da crosta terrestre, baseada na mineralogia, composição química dos minerais, 
seqüência de cristalização, texturas, estruturas e nas relíquias ígneas e sedimentares 
das rochas metamórficas. 
 As rochas metamórficas estão amplamente distribuídas na crosta 
continental, compondo, juntamente com as rochas ígneas, cinturões orogenéticos de 
idades que variam do Arqueano ao Quaternário. Também estão presentes na crosta 
oceânica, nas proximidades de intrusões de rochas ígneas, ao longo de zonas de 
cisalhamento, em crateras de impacto de meteoritos, dentre outros ambientes 
geológicos. As rochas de cada um destes ambientes tem características mineralógicas, 
texturais e estruturais próprias, permitindo a interpretação de sua origem. 
 O estudo das rochas metamórficas, entretanto, não restringe-se ao campo 
acadêmico, pois tem grandes aplicações na prospecção mineral, na identificação de 
riscos geológicos causados por atividades sismicas, de estabilidade de talude, de 
contaminação e remediação de poluição, especialmente de aquíferos subterrâneos, e 
na prospecção de um dos bens minerais mais críticos para sobrevivência da espécie 
humana nas próximas décadas, que é a água subterrânea. 
 Para o estudo de rochas metamórficas são necessários bons conhecimentos 
em mapeamento, geologia estrutural nas escalas mega- meso- e microscópicas, 
petrologia ígnea, rochas e processos sedimentares, geocronologia, mineralogia macro- 
e microscópica e em cristaloquímica. Para análise dos equilíbrios metamórficos através 
da geotermobarometria, necessita-se ainda de domínio da termodinâmica e 
conhecimentos em computação são muito úteis. 
 
 
 
1 DEFINIÇÃO E ESCOPO 
 
 O conjunto de fenômenos geológicos que produzem transformações físico-
químicas e rearranjos texturais e estruturais nas rochas sedimentares, ígneas, ou até 
mesmo metamórficas, são denominados de processos metamórficos. Estes 
processos são provocados principalmente por mudanças significativas na temperatura 
e na pressão nas quais as rochas originais (protolitos) foram geradas, e em 
deformação, que causam a recristalização dos minerais em estado sólido e o 
estabelecimento de novas texturas e estruturas. 
 Assim, uma rocha sedimentar silto-argilosa, que tem seus minerais estáveis 
nas condições físico-químicas da superfície da crosta, ou próximas delas, que 
correspondem a temperaturas e pressões baixas e deformações inexistentes ou muito 
fracas, ao ser colocada em um ambiente de crustal mais profundo, será gradativamente 
aquecida e submetida a pressões mais elevadas e, dependendo do tipo do evento 
metamórfico, sofrerá deformações. Nestas condições não mais serão estáveis os 
argilo-minerais, que serão recristalizados em minerais estáveis nas novas condições, 
como as micas, e os minerais preexistentes e os neoformados poderão ser orientados 
preferencialmente segundo as foliações metamórficas, resultando em novas texturas 
e estruturas, muitas delas características dos processos metamórficos que as geram, 
resultando nas rochas metamórficas. 
 A rigor os processos intempéricos, diagenéticos e hidrotermais de baixa 
temperatura são transformações metamórficas, mas, por definição, estes são excluídos 
do campo de estudo das rochas metamórficas. De modo análogo, os processos de 
formação de minérios metálicos e não metálicos de baixa e de alta temperatura não 
são incluídos no campo de estudo das rochas metamórficas. 
 O metamorfismo pode ser considerado, em geral, como isoquímico, exceto 
para as fases fluidas, ou seja, não devem ocorrer mudanças significativas na 
composição química do metamorfito em relação ao protolito. Quando há mudanças 
sensíveis na na composição do produto metamórfico, com introdução ou remoção de 
compostos químicos distintos da água e de outros fluidos, o processo é chamado de 
metassomático. 
 O metamorfismo pode também ser entendido como um conjunto de 
transformações que rearranjam, em escala atômica, os elementos químicos de uma 
rocha, resultando em recristalização em estado sólido, em presença de uma fase de 
vapor, devido a variações da temperatura, da pressão ou de sua composição química 
(Kornprobst, 1996). 
 
2 LIMITES FÍSICOS DO METAMORFISMO 
 
 A passagem da diagênese para rochas incipientemente metamorfisadas 
ocorre de modo gradual e somente pode ser identificada com base em estudos 
microscópicos, de difração de raios X, de reflectânciada matéria carbonosa, de 
microscopia eletrônica (SEM, HRTEM E AEM) e de microssonda eletrônica. Os 
produtos do início do metamorfismo, entretanto, são diferentes para cada tipo de rocha 
e ocorrem em temperaturas variando entre 150 e 300 oC. Em algumas rochas, como 
em arenitos e calcáreos muito puros, usualmente não são observadas mudanças 
texturais ou mineralógicas indicativas do início do metamorfismo, enquanto 
intercalações de evaporitos, argilitos, arcóseos, hialoclastitos, tufos e vulcânicas nas 
mesmas rochas encontrem metamorfisadas. Consequentemente, em rochas 
metamorfisadas em grau muito baixo, comumente há intercalações de rochas não 
metamórficas. 
 A illita detrítica e diagenética dos sedimentos argilosos praticamente não 
possui camadas mistas, mas, com o aumento da pressão e da temperatura passa a 
haver uma gradativa transformação polimórfica do tipo 1Md para 2M, que 
gradativamente organiza-se segundo uma foliação, o que marca a substituição dos 
folhelhos e argilitos para filitos (Maxwell & Hower, 1967), definindo uma zona onde o 
processo é chamado de anquimetamorfismo (anchimetamorphism). Estas 
transformações se completam no início da zona de cristalização da biotita, que marca 
nitidamente o início do metamorfismo, o que caracteriza uma região crustal rasa 
chamada de epizona. Desta forma, um dos critérios utilizados para definição do início 
do metamorfismo é o grau de cristalinidade da illita (Fig. 1). 
 Em temperaturas muito baixas a matéria orgânica presente nas rochas 
sedimentares passa por processos de destilação, em processo denominado 
maturação, que resulta sequencialmente na formação de carvão, matéria carbonosa e 
grafita. Estas passagens podem ser medidas pela reflectância da matéria orgânica 
(rank of coalification), que podem ser correlacionadas com o grau de cristalinidade da 
illita e com o início do metamorfismo (Teichmüller, 1987; Kish, 1987). 
 Assim, o limite entre a diagênese e o metamorfismo é estabelecido pelo 
quase total desaparecimento dos argilo-minerais, entre 150 e 300 oC, que são 
transformados em micas, e da matéria orgânica, que é destilada, resultando em 
material carbonoso ou grafita, em temperaturas, respectivamente, mais baixas e mais 
altas. 
 Em rochas hidratadas o aumento da temperatura poderá provocar a fusão 
 
total da rocha metamórfica, definindo o limite superior do metamorfismo, que pode 
variar de pouco mais de 650 a mais de 1100 oC. Entretanto, usualmente as rochas se 
fundem incongruentemente, fazendo com que haja um estágio intermediário entre as 
rochas metamórficas e ígneas, representadas pelos migmatitos, que são incluidos no 
conjunto das rochas metamórficas. 
 
FIGURA 1. Limites da diagênese, anquizona e epizona, baseado no grau de cristalinidade da 
illita, mostrando, à direita os difratrogramas dos picos [001] e [002] que indicam, 
respectivamente, o grau de cristalinidade e o conteúdo de Al, ambos função da temperatura de 
cristalização (Frizon de la Motte, 1985, em Kornprobst, 1996). À esquerda é mostrado o índice 
de cristalinidade (IC), definido pela razão [002]/[001] da illita, segundo (Kubler, 1984). 
 
 A fusão parcial das rochas depende, além da temperatura, da pressão de 
água no sistema, da pressão total e da composição da rocha (Fig. 2), o que faz com 
que rochas graníticas ou leitos com composição próxima à da fusão mínima se fundam 
em temperaturas menores que os demais leitos e, muito menores que as composições 
básicas. Em geral, temperaturas altas o suficiente para fusão de rochas básicas 
raramente ocorrem na crosta. 
 Em rochas anidras, o metamorfismo pode continuar até níveis de pressão e 
de temperatura muito altos, compatíveis com as condições de estabilidade do manto da 
terra. 
 O limite mínimo para a pressão litostática durante o metamorfismo varia de 
valores próximos ao da pressão atmosférica até pressões compatíveis com o manto, 
 
em rochas portadoras de diamante. O primeiro caso observa-se exclusivamente em 
nas bordas de diques e sob derrames de rochas ígneas. No início do metamorfismo 
associado a zonas de subdução, a pressão geralmente situa-se acima de 2,5 − 3,0 
kbar. 
 
FIGURA 2. Limites físicos do metamorfismo, onde (L) identifica o campo da diagênese, (G1) a 
fusão mínima granítica hidratada, (G2) a fusão mínima granítica anidra, (B1) a fusão de rochas 
básicas hidratadas, (B2) a fusão de rochas básicas anidras, (OT1) o início da fusão de olivina 
tholeiito hidratado, (OT2) a fusão total de olivina tholeiito, (P), o início da fusão de metapelitos, 
(C) o campo de formação de rochas com coesita, (D) o início de formação de microdiamantes e 
(EMC) a espessura máxima da crosta. Baseado em Wyllie & Turtle (1961), Yoder & Tilley 
(1962), Myashyro (1973) Bucher & Frey (1994) e Spear (1995). 
 
 
 
3 FATORES QUE CONDICIONAM O METAMORFISMO 
 
 O metamorfismo é causado por agentes externos à rocha, quais sejam: 
temperatura, pressão litostática, pressão dirigida, composição dos fluidos 
intersticiais, tempo de atuação dos processos, taxa das reações metamórficas e 
taxa de nucleação dos minerais. Também fundamental a composição química total 
da rocha, pois protolitos de composições diferenciadas, mesmo que levemente, quando 
submetidos a idênticas condições de P−T, podem resultar em diferentes tipos de 
metamorfitos. 
 As principais características destes fatores são as seguintes: 
 
 3.1 Temperatura (temperature) 
 A temperatura é o principal agente da transformação metamórfica, bem 
evidenciado pelo sugimento sequenciado das isógradas, que correspondem a 
superfícies internas à crosta, que ocorrem grosseiramente com linhas na superfície, 
onde a temperatura da rocha é aproximadamente a mesma, resultando em um 
metamorfismo em uma determinada intensidade, ou seja, do mesmo grau. A 
temperatura é expressa em graus Celsius (oC) ou Kelvin (oK), sendo que K= oC + 
273,15). 
 O suprimento de calor nos processos metamórficos é devido ao aumento 
gradativo da temperatura com a profundidade, ou seja, ao grau geotérmico, que varia 
de < 6 a 60 oC/km, com média ao redor de 30 oC/km (Fig. 2). Em zonas de subdução o 
grau geotérmico varia de 5 a cerca de 20 oC/km, em rifts continentais de 20 a 40 oC/km 
e em arcos magmáticos de 40 a 60 oC. Nos crátons o grau geotérmico varía de pouco 
menos de 10 a cerca de 15 oC/km e em zonas de expansão de assoalho oceânico em 
ofiolitos, especialmente nos complexos de diques, o grau geotérmico pode superar 180 
oC/km. 
 O aquecimento que transforma as rochas é basicamente controlado pela 
perda de energia do manto, em taxas que dependem do tipo da crosta, dos 
desequilíbrios térmicos no manto, com a formação de plumas, e dos litotipos da crosta 
que conduz o calor. Deve-se também à presença de corpos ígneos resfriando-se nas 
proximidades das rochas que estão sendo metamorfisadas, ao decaimento radioativo 
de elementos químicos e à penetração de fluidos hidrotermais, derivados da 
desidratação metamórfica de minerais, de fontes ígneas ou de águas conatas 
aquecidas. Com a exumação das rochas metamórficas há redução gradativa da 
temperatura, com conseqüentes reequilíbrios metamórficos, em processo 
 
denominado retrometamorfismo ou diaftorese. 
 A condutividade térmica das rochas é geralmente baixa e varia em função do 
tipo e mineralogia da rocha, do processo de transmissão de energia (convectivo ou 
advectivo), da presença ou não de fluidos e das estruturas tectônicas. Devido à baixa 
conditividade das rochas, são necessários milhões de anos para que grande massas 
de rochas possam ser aquecidas e, portanto, metamorfisadas. 
 
 3.2 Pressão (pressure) 
 A pressão é referida nos processos metamórficos em unidades de Pascal 
(usualmente em GPa) ou em bars (normalmente emkbar), onde 1 kbar = 0,1 Gpa = 
986,92327 atm. Nos processos metamórficos a pressão varia enormemente, conforme 
pode ser visto na Fig. 2. 
 Há três diferentes tipos de pressão que atuam na geração da rochas 
metamórficas, quais sejam: 
 
 3.2.1 Pressão litostática (lithostatic pressure) 
 Desde os primórdios do estudo das rochas metamórficas, a temperatura 
foi considerada o fator causador do metamormos. Somente a partir de meados do 
século XX a pressão passou a ser considerada um fator importante para formação das 
rochas metamórficas, tanto da mineralogia como das texturas. Deve-se a Myashiro 
(1963), por exemplo, a dedução da forma dos campos de estabilidade dos polimorfos 
de Al2SiO5, com os limites definidos por um Y invertido, cuja transformação da 
andalusita para cianita é principalmente controlada pelo aumento da pressão total. 
 A pressão litostática é análoga à pressão hidrostática, ou seja, atua com a 
mesma intensidade em todas as direções. O aumento da pressão litostática é 
produzido pela carga das rochas superpostas, causada pelo acúmulo de sedimentos e 
rochas vulcânicas em bacias sedimentares ou pela superposição de fatias tectônicas 
por cavalgamento ou dobramentos recumbentes, em zonas de encurtamento crustal. 
Uma vez que há contato direto entre os minerais que compõe as rochas e pela 
presença de fluidos nos poros, a variação da pressão pode ser considerada como 
geológicamente “instantânea”, ou seja, há um aumento ou redução contínua da 
pressão para cada unidade de massa colocada sobre ou removida das camadas 
superpostas. A redução da pressão ocorre devido ao soerguimento orogenético ou 
epirogenético e por zonas de cavalgamento, processos estes, acompanhados por 
intemperismo e erosão, que provocam a exumação da rochas metamórficas e, 
principalmente, dos cinturões orogenéticos. 
 
 Com o aumento da pressão litostática há um aumento gradativo da 
densidade das rochas pela redução dos espaços intersticiais ou pela transformações 
dos minerais menos densos em outros mais densos. Na ausência ou na insaturação de 
fluido nos poros a carga é transmitida pelo contato entre os grãos da rocha. 
 Para uma determinada profundidade, a pressão litostática é função da 
espessura e da densidade das rochas superpostas e, a título de exemplo, para resultar 
em aumento de 1 kbar, são necessários aproximadamente 3,9 km de espessura de 
rochas sedimentares ricas em argila, com quartzo subordinado, 3,8 km de rocha 
granítica, 3,4 km de basalto, 3,1 km de peridotito e 2,9 km de eclogito. 
 Rochas metamórficas formadas em profundidades muito altas chegam a 
forma coesita, um polimorfo de SiO2 de alta pressão e até mesmo microdiamantes, em 
pressões litostáticas superiores a 40 kbar (Fig. 2). 
 
 3.2.2 Pressão dirigida (stress or directed pressure) 
 A pressão dirigida, também denominada tensão dirigida (deviatoric 
stress), diferencia-se da pressão litostática por ser vetorial, ou seja, não age com a 
mesma intensidade em todas as direções. Por ser de intensidade relativamente bem 
menor que a anterior, não é significativa para transformação de fases minerais, mas é 
muito importante, por produzir texturas e estruturas metamórficas, como as foliações 
(dadas pelo arranjo aproximadamente isorientado dos minerais), pelo dobramento de 
superfícies (como o acamamento ou outras foliações metamórficas), pela rotação de 
porfiroblastos (cristais relativamente maiores que a matriz), cataclase dos minerais 
(quebra e moagem), etc. O conjunto das texturas e sua cronologia relativa são 
imprescindíveis ao estudo da evolução do metamorfismo em suas fases progressivas 
ou retrógradas. 
 Devido à distorção e quebra dos retículos cristalinos, a pressão dirigida 
favorece muito as reações metamórficas e o reequilíbrio dos minerais nas novas 
condições, que, na falta da deformação, podem permanecer meta-estáveis, devido à 
lenta cinética química da maioria dos minerais. O estado da pressão dirigida, 
juntamente com a velocidade da deformação, é considerada ainda um importante fator 
para nucleação ou não e crescimento de minerais metamórficos. 
 Localmente, e por tempo determinado, pode haver nas rochas uma 
“sobrepressão” tectônica, causada por diferenças na pressão dirigida 
 
 3.2.3 Pressão de fluidos (fluid pressure) 
 Normalmente os interstícios entre os minerais das rochas são saturados 
 
em fluidos, que acabam submetidos uma pressão igual à pressão litostática, o que é 
chamado de pressão de fluidos. Uma vez que os fluidos podem migrar pelos poros, 
fissuras, fraturas e foliações, eles podem ser acrescentados ou removidos da rocha. 
 O fluido mais abundante é o H2O, mas o CO2 pode ser uma fase 
importante em determinados tipos de metamorfismo e, subordinamente podem estar 
presentes O2, HF, SO2, HCl, NH4, CH3, etc. Este tipo de pressão é usualmente referida 
com Pf e é dada pela somatória da pressão parcial das diferentes fases fluidas 
presentes, ou seja, PFftotal = PH2O + PCO2 + PNH4 + PHF, PSO2, PCl, PS2, etc. 
 Nem sempre a pressão de fluidos é igual à pressão total a qual a rocha 
está submetida (Pf = Pt) pois, se houver condutividade hidráulica relativamente alta, os 
fluidos podem ser extraídos do sistema, tornando a Pf < Pt, o que provoca fraturamento 
dos grãos, uma vez que as tensões serão concentradas em pequenas áreas dos 
minerais em contato. As estruturas são fundamentais para retirada de parte dos fluidos, 
notadamente as foliações metamórficas, especialmente nos planos axiais das dobras 
ou em falhas. Este fenômeno pode ser facilmente constatado pela abundância de veios 
de quartzo variavelmente deformados, o que implicando em terem sido depositados 
concomitantemente à deformação, e nos diversos tipos de mineralizações associados a 
estas estruturas. Camadas permeáveis, como metarenitos podem também ser 
importantes condutos de fluidos metamórficos. 
 Por outro lado, se a permeabilidade for muito baixa, o aquecimento das 
rochas pode fazer com, em períodos relativamente curtos, a Pf > Pt, o que também 
provoca fraturamento hidráulico das rochas. O alívio repentino da pressão pode, em 
determinadas situações, provocar a ebulição dos fluidos, o que normalmente provoca 
forte precipitação dos solutos, por vezes mineralizados. 
 Uma importante conseqüência da variação da pressão parcial de fluidos, 
notadamente de água, é a mudança na temperatura de equilíbrio das reações 
metamórficas de desidratação, pois, de modo geral, quanto menor for a PH2O, menor 
será a temperatura de formação dos produtos das reações. Como corolário, pode-se 
concluir que, sendo a PH2O usualmente inferior à Pt e sendo a estabilidade dos minerais 
quase sempre estudada em em sistemas com Pt=PH2O, as paragêneses minerais das 
rochas metamórficas quase sempre deverão forma-se em temperaturas menores, até 
significativamente, que as determinadas experimentalmente. Assim, estudos 
metamórficos detalhados, através da geotermobarometria, devem, necessariamente, 
incluir a estimativa das pressões parciais e das atividades da da água e do gás 
carbônico. 
 Outras fases gasosas podem ser importantes no metamorfismo, como, 
 
por exemplo, em camadas delgadas de mármores intercaladas em metapelitos e, 
especialmente nas suas bordas, onde a PCO2 pode aumentar significativamente com o 
inicio da descarbonatização, reduzindo a temperatura das reações de desidratação, até 
que todo carbonato seja consumido, o que faz com que aumente novamente a PH2O, 
instabilizando produtos metamórficos anteriormente formados. 
 Outro importante fator que controla o metamorfismo é a fugacidade de 
oxigênio, que pode determinar ou não a cristalização de minerais como a granada. A 
almandina, por exemplo, torna-segradativamente instável com o aumento da fO2, o 
que faz com que a granada incorpore mais manganês e cálcio, para manter-se estável 
na rocha. Em casos extremos, a fO2 pode determinar a formação ou não de minerais 
ferro-magnesianos, como a biotita e a estaurolita, bem como de polimorfos de Al2SiO5, 
notadamente da cianita, que pode não ser cristalizada após o surgimento da 
estaurolita. 
 Em alguns casos o CO2 é particularmente móvel, mas em outros, como 
em xistos grafitosos, a assembléias minerais tamponam o O2. O mesmo pode ser 
considerado em relação à presença de enxofre como componente dos fluidos 
metamórficos. 
 
 3.3 O tempo (time) 
 O tempo é referido como t e pode ser estabelecido nos estudos 
metamórficos de forma absoluta, por geocronologia de minerais de diferentes domínios 
microestruturais (Fig. 3), ou relativa, pela seqüência de cristalização, relações de 
substituições, associação com foliações, etc (Figs. 4A, 4B e 5). 
 O tempo em que as rochas são submetidas às novas condições físico-
químicas pode ser fundamental na transformação metamórfica dos minerais, pois, 
sendo a cinética das reações muito lenta, é muito freqüente a preservação meta-
estável de determinadas fases minerais fora de seus campos de estabilidade 
termodinâmica. 
 As reações metamórficas geralmente são reações químicas de desidratação 
(Fig. 6A) e, comumente, o fluido é retirado do sistema através das estruturas das 
rochas, o que faz com que, ao resfriamento, não ocorra, pelo menos totalmente, a 
reversão da reação, pela falta de reagentes. Adicionalmente, a velocidade das reações 
aumenta exponencialmente com a temperatura (Fig. 6B) e, por estes motivos, as 
paragêneses minerais são usualmente indicativas do pico metamórfico, uma vez que, 
com a redução das condições metamórficas durante o retrometamorfismo, a cinética 
das reações diminui rapidamente, preservando meta-estavelmente os minerais de mais 
 
alta temperatura e, geralmente, pressão. 
 
 
FIGURA 3. Exemplo de um diagrama com datação de minerais metamórficos feitas de 
diferentes domínios microestruturais. 
 
 
 
 
FIGURA 4A. Diagrama de blastese de minerais metamórficos em relação às foliações (S1, S2, 
S3...) e de sua relação com a fácies metamórfica (XV = xisto verde, ANF = anfibolito) 
progressiva e retrógrada de metapelitos da Formação Morro da Pedra Preta do Grupo Serra do 
Itaberaba, SP (Juliani, 1993). 
 
 
FIGURA 4B. Diagrama de blastese de minerais metamórficos em relação às foliações (S1, S2, 
S3...) e de sua relação com a fácies metamórfica (XV = xisto verde, ANF = anfibolito) 
progressiva e retrógrada de metabasitos da Formação Morro da Pedra Preta do Grupo Serra 
do Itaberaba, SP (Juliani, 1993). As setas indicam as substituições metamórficas. 
 
 
FIGURA 5. Esquema das trajetória metamórficas definidas pela análise de grades 
metamórficas para rochas dos grupos São Roque (A), onde (1) são metapelitos e (2) 
metabasitos, e Serra do Itaberaba, no qual (B) indica minerais da S2 (re-metamorfismo 
provocado pela evolução do Grupo São Roque) e (C) para S1. (D) indica as condições P–T das 
das trajetórias retrometamórficas e as áreas hachuradas a predominância do metamorfismo 
dos grupo São Roque e Serra do Itaberaba (Juliani, 1993). 
 
 
 3.4 Taxa de reação (reaction rate) e equilíbrio meta-estável (meta-
stable equlibria) 
 Uma rocha formada em profundidade possui minerais estáveis em condições 
de pressão e de temperatura relativamente elevadas mas, após a exumação, este 
minerais permanecem estáveis em condições superficiais, em pressão em temperatura 
ambiente. Sob o ponto de vista termodinâmico os minerais deveriam ter sido 
transformados em outros minerais, estáveis às novas condições, o que não ocorre em 
função das baixíssimas taxas de reação existentes entre minerais em temperaturas 
mais baixas, devido às fortes forças de ligação presentes dos minerais. Os minerais 
que são mantidos em condições de pressão e de temperatura distintas daquelas nas 
quais se formaram são chamados de meta-estáveis. 
 A taxa de reação aumenta exponencialmente com o aumento da 
temperatura (Fig. 6B), o que faz com que grau metamórfico mais alto os minerais 
tendam a estar termodinâmicamente mais equilibrados e, também por este motivo, há 
sempre a tendência de preservação dos minerais de mais alta temperatura, uma vez 
que a velocidade da reação metamórfica torna-se muito menor no retrometamorfismo, 
devido à queda da temperatura, além da falta da fase fluida, em especial da água, que 
foi extraída do sistema devido ao aumento da temperatura. 
 A taxa de reação pode ser expressa pela relação de Arrhenius: 
 
 Tr = C.e-E/RT 
 
 Onde, C é uma constante, E é a energia de ativação, R é a constante dos 
gases e T é a temperatura. 
O aquecimento das rochas, entretanto, é muito lento, devido à baixa condutividade 
térmica, o que implica, necessariamente em períodos relativamente longos para 
ganhos significativos de energia pelo sistema (Fig. 6C). 
 Em grau metamórfico relativamente baixo, mas crescente, determinados 
minerais, como a granada, o plagioclásio e anfibólio, podem cristalizar continuamente, 
mas a sua composição varia com o aumento da temperatura e, sendo a cinética lenta, 
devido à baixas temperaturas do início do metamorfismo, a difusão intracristalina não 
se processa completamente, preservando zonamentos composicionais. Mas, se a 
rocha é mantida em temperatura aproximadamente constante durante um longo 
período, pode ser estabelecido o equilíbrio termodinâmico intracristalino, resultado em 
composições químicas relativamente homogêneas em todo cristal. 
 
 
 
FIGURA 6. (A) reação metamórfica univariante, com liberação de H2O; (B) taxa de reação 
metamórfica em função da temperatura; (C) tempo necessário para aquecimento do sistema 
químico. 
 
 3.5 Taxas de nucleação (reaction rate) e de crescimento (growth rate) dos 
minerais 
 Nucleação de um cristal é causada por qualquer mudança física e/ou 
química e resulta na formação de uma nova partícula de mineral (gérmen de 
cristalização), que pode continuar crescendo para formação de um cristal. A tax de 
nucleação corresponde à velocidade com que são formados nos novos núcleos de 
cristalizaçào em um determaindao sistema, e a de crescimento, à velocidade com que 
 
são acrescentadas novas unidades do composto na superfície do núcleo cristalizado. 
Em um determinado sistema químico podem ser formados, por mudanças na pressão 
e/ou na temperatura um grande números de núcleos de cristalização, resultando em 
minerais de dimensões aproximadamente iguais e de rochas de granulação 
relativamente fina, ou apenas relativamente poucos núcleos, o que faz com que os 
reagentes migrem dos arredores para os núcleos, resultado em minerais mais grossos 
ou porfiroblastos (Fig. 7). 
 
 Diferentes reações químicas, que envolvem diferentes reagentes podem 
gerar um mesmo mineral em temperaturas e/ou pressão variável, o que pode resultar 
em minerais com granulação seriada, pois, novos gérmens de cristalização podem ser 
formados em outros locais, mas, continuará havendo crescimento do mineral 
cristalizado anteriormente. O mesmo pode ser verificado em rochas bandadas, onde a 
cristalização de um determinado mineral se dá, em função de variações na composição 
química, em diferentes temperaturas em diferentes leitos, resultando em distribuições 
granulométricas modais. 
FIGURA 7. Esquema do efeito de migração dos componentes para o sítio de formação dos 
porfiroblastos, resultando em volumes da rocha praticamente sem parte dos reagentes 
(Yardley, 1994). 
 
 A taxa de reação pode ser expressa por: 
 
 dN/dt = Acxf(a1, a2, …)e-E/RT 
 
 onde A corresponde ao númerode pontos de nucleação por volume, a a 
freqüência de vibração da coordenada de uma reação, entropia, etc, Cx a 
 
disponibilidade das espécies químicas reagentes, f(a1, a2,..) a concentração de outros 
possíveis participantes na limitação da taxa, e e-E/RT é a fração dos reagentes na qual a 
barreira de energia tem que ser superada. 
 
 A energia de anexação de uma nova camada de átomos na face de um 
cristal corresponde à energia liberada por uma unidade do composto adicionado à face 
e a espessura da camada de átomos depende do índice (kkl) da substância. Assim, 
faces com grande energia de anexação crescem mais rapidamente que as de menor 
energia e minerais de maior energia relativa tendem a ser mais idioblásticos que os de 
menor energia. Na escala dos gérmens, entretatanto, o tamanho da faces 
relativamente aos átomos ou moléculas é muito pequeno, o que faz com que as 
repulsões eletrostáticas sejam importantes no início da cristalização, especialmente em 
relação a átomos maiores. Como conseqüência, as faces de maior taxa de crescimento 
dos cristais são, normalmente, as mesmas nos gérmens e nos cristais e, dependendo 
da velocidade do crescimento, podem ser formados cristais esqueléticos, pois o 
acréscimo de compostos se dá preferencialmente em determinadas orientações 
cristalográficas (Fig. 8). 
 Normalmente, nem todos gérmens desenvolvem-se, devido a reabsorção 
nas fases iniciais de formação, em função das de oscilações nas condições físicas ou 
devido às energias de superfície dos gérmens, o que ao final, favorece a formação de 
porfiroblastos. 
FIGURA 8. Esquema mostrando as as diferentes velocidades de cristalização das faces de um 
cristal metamórfico (Bard, 1986). 
 
 A dissolução e a precipitação pode ser fortemente condicionada pela 
pressão dirigida, pois ela incrementa o potencial químico na face perpendicular à 
direção do maior esforço, provocando dissolução, o que faz com que o mineral tenha 
uma maior taxa de crescimento no plano perpendicular ao esforço, resultado nas 
 
texturas orientadas das rochas metamórficas e sombras de pressão. 
 
 3.6 Composição química da rocha (whole rock chemical composition) 
 A composição química de uma rocha é expressa usualmente em 
porcentagem em peso de óxidos, sendo os principais SiO2, Al2O3, K2O, CaO, Na2O, 
MgO, FeO, Fe2O3, TiO2, MnO, P2O5, H2O e CO2. Subordinadamente podem estar 
presentes, S, Cl, F, B e Br, especialmente quando do metamorfismo de seqüências 
sedimentares marinhas e evaporitos. 
 É muito óbvio que um calcário sedimentar resultará em uma rocha 
metamórfica carbonática (meta-calcário ou mármore) e um arenito puro em uma rocha 
quartzosa (metarenito ou quartzito) se o metamorfismo for aproximadamente 
isoquímico, ou seja, se o sistema químico for aproximadamente fechado. 
 
 Entretanto, a variação composional de alguns elementos químicos dentro de 
certos limites podem ser fortemente condicionadas do surgimento ou não de 
determinados minerais metamórficos em rochas situadas em idênticas condições de P-
T (Fig. 10). Em metapelitos, por exemplo, poderá ou não ser cristalizada biotita, 
cordierita, cloritóide e cianita, em função da fração molar de FeO e MgO (XFeMg) e da 
proporção de Al2O3 no sistema químico. 
 
FIGURA 10. Exemplo do controle químico em metapelitos, com bandas com composições x, y 
e z indicadas no diagrama AFM. Em (A), a uma dada temperatura, cristaliza-se granada (GT) 
apenas no leito com composição x, em paragênese com clorita (CHL) e biotita (BIO). Em (B), 
com o aumento da temperatura cristaliza-se granada nos leitos y e z, com maior fração molar 
de Mg, enquanto toda clorita é consumida no leito z. 
 
 Como conseqüência, diferentes leitos da rocha sedimentar geralmente 
produzem diferentes associações de minerais e, mesmo minerais diagnósticos de 
determinado grau metamórfico podem estar presentes em uma pequena camada e 
 
ausentes na camada adjacente. 
 Em diversas regiões tem sido constatado que até mesmo a cristalização da 
cianita é controlada pela composição química da rocha, ocorrendo somente onde onde 
a razão de F, M e K é adequada (Atherton, 1970). 
 O metamorfismo é normalmente isoquímico na maioria das rochas e grande 
parte dos elementos químicos que as compõem são muito pouco móveis, exceto a fase 
fluida, que pode ser incorporada no metamorfismo de rochas anidras como peridotitos 
ou komatiitos, ou extraído de rochas muito argilosas. 
 Entretanto, em determinadas condições, notadamente em zonas de 
cisalhamento e em metamorfismo com alta razão fluido/rocha, muitos elementos 
podem ser extraídos por lixiviação ou incorporados à rocha. A lixiviação necessita de 
grandes volumes de fluidos, não disponível na maioria dos tipos de metamorfismo, mas 
este processo pode ser muito importante em alguns outros tipos, como os que ocorrem 
em fundo oceânico, onde a disponibilidade de fluidos é muito maior, devido à circulação 
das águas oceânicas em células convectivas. Tipicamente, o produto final de tais 
alterações são rochas monominerálicas ou quase. 
 Mesmo que a composição química de um volume maior da rocha permaneça 
aproximadamente constante, migrações localizadas de muitos dos elementos químicos 
são muito importante na maioria das rochas, podendo ser exemplificado na migração 
de ferro e magnésio da matriz da rocha para formação de porfiroblastos. 
 A incorporação de elementos químicos, como a sílica e potássio, ou de 
carbonatos é muito frequente em algumas situações, alterando significativamente a 
composição da rocha, em processos chamados de metassomáticos. É o caso da 
formação de talco-magnesita xistos a partir de peridotitos, ou de granada-piroxenitos a 
partir de calcários. Neste casos, a introdução se dá preferencialmente ao longo de 
descontinuidades físicas, como as foliações metamórficas e fraturas, sendo então um 
processo relativamente comum em zonas de cisalhamento. 
 
 3.7 Interação fluido−rocha (fluid-rock interaction) 
 Os fluidos intersticiais em profundidade tornam-se aquecidos e encontram-
se sempre em equilíbrio com as fases sólidas. Se o sistema for praticamente fechado, 
eles desempenham importante papel na dissolução de transporte iônico entre os 
reagentes e produtos, além condicionarem ou não determinadas reações 
metamórficas, quando são fases envolvidas nas reações químicas. Assim, a redução 
de sua pressão parcial, por extração do sistema ou por incorporação em fases 
minerais, ou o aumento da pressão parcial, por introdução ou liberação de reações são 
 
fundamentais no equilíbrio dos minerais. Parte dos fluidos retidos em inclusões de 
minerais são também muito utilizados na determinação da temperatura de formação da 
rocha. 
 De modo geral, as reações metamórficas envolvem desidratação de 
minerais, implicando que com o aumento do grau, as rochas tendem a ficar cada vez 
mais desidratadas ou até mesmo quase anidras. 
 A contínua permeabilidade de fluidos através das rochas metamórficas pode 
controlar efetivamente a cristalização dos minerais e, nas proximidades de intrusões de 
rochas ígneas, especialmente de granitos, e ao longo de zonas cisalhamento, a razão 
fluido-rocha é alta e vários elementos químicos químicos podem ser lixiviados ou 
introduzidos nas rochas durante o metamorfismo. 
 Este tipo de interação é ainda mais importante em metamorfismo com alta 
razão fluido-rocha, como o metamorfismo de fundo oceânico e em algumas zonas de 
cisalhamento. 
 
4 TRAJETÓRIAS METAMÓRFICAS PRESSÃO − TEMPERATURA − TEMPO − 
DEFORMAÇÃO (P-T-t-d) (P-T-t-d metamorphic paths) 
 
 O desencadeamento dos processos metamórficos em cinturões 
orogenéticos causa um distúrbio nas isotermas(*), cuja recomposição leva um tempo 
variávelem função de diversos processos geológicos. A estes processos associam-se 
deformações que antecedem, são concomintantes ou posteriores à recomposição das 
isotermas, o que faz com que as texturas e estruturas das rochas metamórficas 
registrem sequencialmente eventos de aquecimento e resfriamento e de deformação 
ou não, o que permite o estabelecimento de uma cronologia relativa de eventos. Como 
esta cronologia pode ser correlacionáveis com o aumento e redução da pressão (P) e 
da temperatura (T), com as foliações metamórficas (d) seqüenciadas e pelas 
substituições e consumo dos minerais, pode-se estabelecer uma cronologia relativa ou 
absoluta (t), permitindo a elaboração das trajetórias metamórficas (Fig. 3 e 10). 
 
 
(*) Linhas de igual temperatura definidas na superfície ou internamente na crosta. Usualmente o registro 
geológico das isotermas corresponde a uma média das variações da temperatura em um determinado 
espaço de tempo. O espaçamento das isotermas indica qual foi ou é o gradiente térmico em uma 
determinada região da crosta ou seja, ela indica quanto a temperatura muda em relação a uma dada 
distância. 
 
 
 
FIGURA 10. Diagramas P–T–t–d, com tempo relativo estabelecido pelas sobreposição das 
foliações metamórficas, com trajetória com sentido anti-horário registrada nos minerais da S1 e 
horária nas S2, S3 e S4. Grupos Serra do Itaberaba e São Roque, noroeste da cidade de São 
Paulo (Juliani et al., 2000). 
 
 A forma e o sentido horário ou anti-horário da trajetória depende de uma 
complexa interação entre a velocidade da subducção, do fluxo geotérmico, dos 
litotipos, do tipo predominante da transferência de calor, da colocação de corpos 
ígneos, do regime tectônico, dobramentos, falhas de empurrão, empilhamento tectônico 
e exumação. 
 Dois tipos de picos metamórficos (metamorphic peak) podem ser 
usualmente reconhecidos: o bárico e o térmico, indicando, respectivamente, o máximo 
da pressão e da temperatura alcançados em um determinado evento metamórfico,. 
Quando o pico bárico antecede o pico térmico, a trajetória metamórfica tende a ser 
horária, e anti-horária no caso inverso. No primeiro caso, o retrometamorfismo inicia 
após o pico térmico e no segundo caso, após o pico bárico. 
 
 Além da trajetória retrometamórficas definidas por fortes variações conjuntas 
nas condições P–T, podem também ocorrer, em função de determinadas condições 
geológicas, trajetória de descompressão aproximadamente isotérmica − ITC (near 
isothermal decompression) ou resfriamento aproximadamente isobárico − IBC (near 
isobaric cooling). A ITC geralmente associa-se com exumação acompanhada por 
intrusões de grandes massas ígneas e a IBC por cavalgamentos em velocidades 
compatíveis com a taxa de exumação. 
 
5 REAÇÕES METAMÓRFICAS (metamorphic reactions) 
 
 As reações metamórficas ocorrem em estado sólido e são responsáveis pela 
formação dos minerais metamórficos. As reações metamórficas podem ser deduzidas 
em uma lâmina petrográfica através das texturas de substituição, bordas de reação, 
etc, que indicam um estágio não completado da reação química. Em geral, a reação 
processou-se totalmente rocha, mas a análise das inclusões de minerais e das 
paragêneses podem fornecer indícios sobre os reagentes e produtos, permitindo, 
muitas vezes, a identificação da reação que formou determinado(s) mineral(is). 
 Diversos tipo de reações químicas formam os minerais metamórficos, 
podendo ser destacadas: 
 
 5.1 Transformações polimórficas 
 São reações que implicam na mudança do sistema cristalino, sem alteração 
da composição química, como exemplificado abaixo e na Fig. 11. 
 
Al2SiO5 (cianita) ?? Al2SiO5 (sillimanita) ?? Al2SiO5 (andalusita) 
CaCO3 (calcita) ?? CaCO3 (aragonita) 
C (grafita)?? C (diamante) 
SiO2 (α-quarzo) ?? SiO2 (β-quartzo) ?? SiO2 (coesita) ?? SiO2 (cristobalita) 
 
 5.2 Mudança da ordem cristalina 
 São reações semelhantes às anteriores, mas sem mudança do sistema 
cristalino, como: 
 
KAlSi3O8 (ortoclásio ordenado) ?? KAlSi3O8 (ortoclásio desordenado) 
 
 
 
FIGURA 11. Exemplos de reações metamórficas de transformação polimórfica para o SiO2, C, 
CaCO3 e Al2SiO5. 
 
 5.3 Miscibilidade e imiscibilidade 
 Estas reações correspondem a misturas e desmisturas de minerais, com a 
mudança da temperatura (Fig. 12). Estas transformações, assim como a anterior, é 
fortemente acelerada pela deformação. 
 
NaAlSi3O8 (albita) + 2(K,Na)AlSi3O8 (feldspato potássico) ?? KAlSi3O8 (microclínio) 
 
FIGURA 12. Exemplo de reação de imiscibilidade de feldspatos (albita e ortoclásio). 
 
 
 5.4 Sólido + sólido sem liberação de gás 
 Este tipo de reação tem como produto um ou mais minerais, derivado da 
decomposição de um mineral, ou da reação entre dois ou mais minerais, como 
exemplicado abaixo e na Fig. 13. 
 
NaAlSi2O6 (jadeíta) + SiO2 (quartzo) ?? NaAlSi3O8 (albita) 
NaAlSiO4 (nefelina) + NaAlSi2O6 (jadeíta) ?? NaAlSi3O8 (albita) 
 
 
 
FIGURA 13 − Exemplos de reações metamórficas sólido−sólido. 
 
 5.5 Sólido + sólido com liberação de gás 
 São reações entre minerais que têm como produtos novos minerais e uma 
fase fluida gasosa (Fig. 14), liberada para o meio, o que, geralmente, aumenta a 
pressão parcial do composto no fluido intersticial, como: 
 
(Fe, Mg)Al2SiO5(OH)2 (cloritóide) + SiO2 (quartzo) ?? (Fe, Mg)4Al18Si7,5O48H4 
(estaurolita) + (Fe, Mg)3Al2Si3O12 (granada) + H2O 
(Fe, Mg)3Al2Si3O12 (granada) + KAl2Si2(SiAl)O10(OH)2 muscovita + (Fe, Mg)4(Fe, 
MgAlSi2AlSiO10(OH)8 (clorita) ?? (Fe, Mg)4Al18Si7,5O48H4 (estaurolita) + K(Fe, 
Mg)3Si3AlO10(OH)2 (biotita) + SiO2 (quartzo) + H2O 
CaCO3 (calcita) + SiO2 (quartzo) ??CaSiO3 (wollastonita) + CO2 
Fe3O4 (magnetita) + SiO2 (quartzo) ?? FeSiO4 (fayalita) + O2 
 
 
 5.6 Sólido + fluido com produtos sólidos e liberação de gás 
 As reacões que evolvem como reagentes ou produtos duas fases gasosas, 
como o CO2 e o H2O implicam em curvas divariantes, como indicado na Fig. 15. 
Algumas delas são destacadas a seguir. 
 
CaMg(CO3)2 (dolomita) + H2O (água) ?? CaCO3 (calcita) + Mg(OH)2 (brucita) + CO2 
(gás carbônico) 
CaF2 (fluorita) + SiO2 (quartzo) + H2O (água) (?? CaSiO3 (wollastonita) + HF (ácido 
hidrofluorídrico) 
 
FIGURA 14 − Exemplo de uma reação metamórfica em metapelitos, com liberação de H2O, 
dada por: 54 cloritóide + 5O2 = 12 estaurolita + 10 magnetita + 6 quartzo + 48 H2O (Gangully & 
Newton, 1968). 
 
 
 
FIGURA 15. Exemplo do comportamento tridimensional de reações metamórficas que 
envolvem a liberação de duas fases fluidas (H2O e CO2), implicando em variaçòes na 
temperatura de uma determinada transformaçào em função da fração molar XH2O–CO2 . 
 
 5.7 De devolatização 
 São reações que implicam na decomposição de minerais com liberação de 
gases, muito comuns em rochas carbonáticas, sulfetadas e formações ferríferas, como 
visto a seguir. A continuidade da reação depende da pressão parcial no fluido 
intersticial do composto que está sendo liberado (Fig. 16). 
 
MgCO3 (magnesita) ?? MgO (periclásio) + CO2 
3Fe2O3 (hematita) ?? 2Fe3O4 (magnetita) + ½O2 
FeS2 (pirita) ?? FeS (pirrotita) + ½S 
Mg(OH)2 (brucita) ?? MgO (periclásio) + H2O 
 
 
FIGURA 16. Exemplos de reações metamórficas de devolatização brucita = periclásio + H2O. 
 
 5.8 De oxi-redução com liberação de gás 
 São reações metamórficas resultantes de mudanças no estado de oxidação 
do sistema (Eh), exemplicadas abaixo e na Fig. 17. 
C (grafita) + O2 (oxigênio) ?? CO2 (gás carbônico) 
C (grafita) + 2Fe2O3 (hematita) ?? 4FeO (magnetita) + CO2 (gás carbônico) 
 
 
FIGURA 17 − Exemplos de reações metamórficas de oxi-redução. 
 
6 ESTRUTURAS METAMÓRFICAS (metamorphic structures) 
 
 As estruturasdas rochas metamórficas são feições geométricas dadas pelo 
arranjo de minerais ou planos de descontinuidade física gerados pelos processos 
metamórficos, observáveis em amostra de mão ou em escala de afloramentos. 
Também são definidas por estruturas ígneas, sedimentares ou metamórficas que, 
apesar da recristalização metamórfica, podem ainda ser reconhecidas. Este aspecto é 
mais notável em rochas de grau metamórfico mais baixo. Neste caso, adota-se para a 
identificação das estruturas o mesmo nome da estrutura original, acrescentando-se o 
prefixo blasto. Entretanto, na descrição de um litotipo torna-se, por vezes, pouco prática 
a utilização desta regra e, comumente, pode ser mantida a denominação original, 
como, por exemplo, “metabasaltos com pillow-lavas” ou metabasaltos com relíquias de 
pillow-lavas” ao invés de “metabasaltos com blastopillow-lavas”. 
 Geralmente o metamorfismo pode imprimir nas rochas as mesmas feições 
nas escalas macroscópicas e microscópicas e muitas estruturas são também 
identificadas como texturas e vice-versa. Nestes casos, a distinção formal entre as 
texturas e as estruturas pode não ser aplicável e nem sempre há necessidade de uma 
descrição de ambas. 
 Existe uma grande quantidade de estruturas metamórficas, especialmente 
por causa das estruturas derivadas das rochas ígneas e sedimentares, as principais 
delas apresentadas no subítem Estruturas Metamórficas. 
 
7 TEXTURAS METAMÓRFICAS (metamorphic textures) 
 
 As texturas são feições observáveis principalmente em lupa ou ao 
microscópio e são definidas pelo arranjo entre os minerais metamórficos e pelas suas 
relações de contato e de granulação. O estudo detalhado das texturas minerais 
fornecem indicações fundamentais para o estabelecimento da evolução metamórfica, 
notadamente quando comparadas às estruturas tectônicas, bem como dos processos 
envolvidos na formação da rocha e de sua origem. 
 As texturas das rochas metamórficas são geradas pela recristalização de 
minerais e texturas dos protolitos e, sobretudo, pela cristalização e recristalização 
metamórfica, ou seja, em estado sólido. Uma vez que os diferentes minerais possuem 
diferentes energias livres de Gibson e distintas tensões superficiais, as formas dos 
contatos entre eles podem variar enormemente, assim como as suas dimensões 
relativas, o que leva à geração de um grande número de textura metamórficas. 
 
 Muito freqüentemente estas texturas são polifásicas e, geralmente pode-se 
observar trilhas de inclusões internas de outros minerais (Si), que geralmente definem 
um foliação metamórfica anterior, ou um estágio inicial da foliação externa (Se), feições 
estas muito importantes para a definição de evolução metamórfica das rochas, por 
permitirem o estabelecimento de uma cronologia relativa de surgimento de minerais 
metamórficos, seja em regimes progressivos, retrógrados ou re-metamorfismo. 
 As reações metamórficas podem se dar de forma contínua ou descontínua, 
ou seja, diferentes reações mais ou menos separadas no espaço P-T podem gerar o 
mesmo mineral, muito embora com composições diferenciadas. Se as reações são 
contínuas, as chances de nucleação do mineral são menores, e o porfiroblasto apenas 
continuará a aumentar suas dimensões, mas, se forem descontínuas, reagentes 
distintos podem ser utilizados na formação do mineral, fazendo com que haja 
nucleações, que produzem, ao final do processo duas ou mais classes modais de 
diâmetro médio dos cristais, que podem, inclusive, serem seriados. 
 A grande maioria das texturas ígneas e sedimentares podem ser 
preservadas, especialmente em rochas de baixo grau metamórfico e pouco 
deformadas, sendo identificas como texturas reliquiares e nomeadas pela adição do 
prefixo blasto ao nome da textura original. 
 Segundo Becke (1913), os minerais dos xistos podem ser ordenados, 
segundo os protolitos, pela sua tendência de cristalização como minerais idioblásticos 
(crystalloblastic strenght), como se segue: 
 
 a) Pelitos e psamitos: 
(titanita, rutilo) ? (hematita, ilmenita, magnetita) ? (granada, turmalina) ? (estaurolita, 
cianita, sillimanita, cloritóide) ? (albita, muscovita, biotita, clorita) ? 
(quartzo, cordierita, ortoclásio, microclínio) 
 
 b) Calcários, dolomitos e metavulcânicas básicas 
(titanita, rutilo, espinélio) ? (pirita, granada, turmalina, espinélio) ? (epidoto, zoisita, 
forsterita, augita) ? (hornblenda, dolomita, glaucofânio, albita) ? (muscovita, biotita, 
tremolita, clorita, talco) ? (calcita, quartzo, ortoclásio, microclínio) 
 
 
 
 
 
 
 Harker (1932) acrescentou a esta seqüência, os minerais dos hornfels, quais 
sejam: 
 
 a) Pelitos e psamitos 
(rutilo, espinélio) ? (granada, sillimanita, turmalina) ? (óxidos de ferro, andalusita) ? 
(muscovita, biotita, clorita) ? (plagioclásio, quartzo, cordierita) ? 
(ortoclásio, microclínio) 
 
 b) Calcários, dolomitos e metavulcânicas básicas 
(titanita, espinélio, pirita) ? (wollastonita, grossularita, apatita) ? (magnetita, pirrotita, 
zoisita, epidoto) ? (forsterita, chondrodita, hiperstênio, diopsídio, siderita, dolomita) ? 
(escapolita, albita, muscovita, biotita, flogopita) ? (tremolita, vesuvianita, calcita) ? 
(plagioclásio, quartzo, ortoclásio, microclínio) 
 
8 GRANULAÇÃO DOS MINERAIS METAMÓRFICOS (metamorphic grain-size) 
 
 Quanto maior a granulação dos minerais de uma rocha metamórfica, na 
maioria dos casos, foram maiores as condições de pressão e de temperatura em que 
elas se formaram, devido a cristalização acretiva, ou seja, os grãos mais finos são 
gradativamente incorporados aos adjacentes. 
 Um ortoarenito fino (rocha formada praticamente só por quartzo) ao ser 
metamorfizado em temperaturas e pressões baixas, gerará uma rocha de granulação 
fina, que pode, ainda, preservar as texturas sedimentares. Com o aumento da 
temperatura e da pressão, ocorrerá a recristalização dos grãos de quartzo e os grãos 
começarão a se juntar formando cristais maiores, causando um aumento da granulação 
e a destruição das texturas sedimentares. 
 Desta forma, a granulação pode também ser um indicatico de grau 
metamórfico. 
 Entretanto, em muitas situações, devido ao excesso de fluidos, 
hidrotermalismo, alívio de pressão, etc. a granulação da rocha pode ser muito grossa, 
mesmo em grau baixo, o que faz com que este critério tenha que ser utilizado com 
muito cuidado. 
 
 
 
 
 
 Internacionalmente tem sido aceita as seguintes faixas granulométricas, em 
analogia às faixas granulométricas definidas para as rochas sedimentares, para 
descrição das rochas metamórficas: 
 
• < 0,01 mm = ultra fina 
• 0,01 a 0,1 mm = muito fina 
• 0,1 a 1 mm = fina 
• 1 a 4 mm = média 
• 4 a 16 mm = grossa 
• > 16 mm = muito grossa 
 
9 FORMA DOS CRISTAIS METAMÓRFICOS (metamorphic crystal morphology) 
 As formas dos minerais metamórficos dependem de um conjunto de 
processos que incluem a recristalização e recuperação de minerais pré-existentes, 
reequilíbrios químicos em uma mesmo mineral, transformações polimórficas, alterações 
na estrutura cristalina, do tipo da deformação e, sobretudo, da neoformação de 
minerais em função das mudanças nas condições da pressão, da temperatura e dos 
fluido. A cristalização dos minerais depende das taxas de nucleação e cristalização, 
das diferenças de energia acumuladas em cristais adjascente, em variações locais de 
pressão causada por stress, dos fluidos envovidos, da solubilidade e do espaço 
disponível para crescimento. 
 Os minerais podem adquirir formas características de determinados 
processos metamórficos, razão pela qual os hábitos e as formas de cristallização dos 
minerais metamórficos devem também ser observados. As principais formas são