Apostila Unicamp Petrologia Metamórfica

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ROCHAS METAMÓRFICAS 
 
Asit Choudhuri 
Departamento de Geologia e Recursos Naturais 
Instituto de Geociências-UNICAMP 
Campinas,SP 
 
 
1. O Processo Metamórfico 
2. Minerais formadores de rochas metamórficas 
3. Rochas metamórficas e tipos de metamorfismo. 
4.Texturas das rochas metamórficas. 
5.Conceito de facies metamórfica e grau metamórfico 
6. Facies Zeolito 
7.Rochas de Facies Xisto Verde 
8. Rochas de Facies Anfibolito 
9. Facies Granulito 
10. Facies Xisto Azul e Eclogito 
11. Bibliografia 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
1. O Processo Metamórfico 
 
Metamorfismo é o processo de mudança que ocorre nas rochas e minerais 
submetidos a condições de pressão, temperatura e deformação diferentes das que 
prevaleciam durante a sua formação. As mudanças de pressão e temperatura causam 
reações químicas entre os minerais enquanto a deformação é essencialmente mecânica 
causando distorção nas estruturas pré-existentes nas rochas ou, junto com as reações 
químicas, formando novas estruturas características de metamorfismo. 
Mudanças estruturais devido a deformação podem ser de grande escala 
(macroscópico, em escala de afloramento, ou das cadeias de montanhas), ou em escala 
bem menor (microscópica), refletindo frequentemente estruturas maiores do 
afloramento. Esses aspectos são tratados, em geral, na disciplina Geologia Estrutural. 
Na Petrografia, tratamos as estruturas das rochas metamórficas em relação às reações 
químicas e às transformações minerais. 
Os fluidos (em grande parte aquosos) desempenham um papel importante nos 
processos de mudanças visto que eles são um constituinte frequente de muitas rochas 
submetidas a tranformação metamórfica. Estes fluidos podem ter sido fornecidos a 
partir de uma fonte externa. 
 
2. Minerais Formadores das Rochas Metamórficas 
 
A identificção de minerais metamórficos pode ser feita no afloramento, na amostra 
de mão ou no microscópio petrográfico (entre outros métodos mais sofisticados). 
As principais características microscópicas de minerais são importantes para a 
identificação de micas, aluminossilicatos, granada, estaurolita, cloritóide, clorita, 
anfibólios, piroxênios, etc. 
 
3. As Rochas Metamórficas e Tipos de Metamorfismo. 
 
Terminologia. 
 
As rochas metamórficas são denominadas em função de suas texturas, tamanho dos 
grãos de seus minerais (granulação) e sua composição. A rocha pode ter foliação, ou 
seja um arranjo de seus minerais em planos paralelos, ou não: 
 
ardósia - uma rocha compacta com foliação, de granulação muito fina (< 0,1 mm), 
composta predominantemente de minerais micáceos (filossilicatos). A rocha quebra em 
planos muito finos, e essa “quebra” é chamada a clivagem ardosiana. 
filito - uma rocha com foliação, minerais micáceos, mas com uma granulação menos 
fina (0,1 - 1,0 mm) devido a melhor cristalização dos minerais. A rocha frequentemente 
possui um brilho nas superfícies pela predominância de filossilicatos em grãos maiores. 
xisto - uma rocha foliada de granulação maior onde pode-se reconhecer os minerais a 
olho nu. Em geral, devido a temperatura crescente de metamorfismo, e portanto a 
melhor cristalização dos minerais, tem-se a seqüência : ardósio - filito - xisto. Porem, 
nem todos xistos são compostos por filissilicatos, sendo que a xistosidade é apenas uma 
foliação de granulação maior de qualquer mineral. 
hornfels, ou fels - uma rocha compacta e não foliada, em geral de granulação fina. 
 
gnaisse - uma rocha foliada e/ou bandada de granulação bem grossa (> 1,0 mm), como 
por exemplo de um granito, geralmente constituido de quartzo, feldspato, micas (ou 
outros minerais metamórficos). Um gnaisse especial é o migmatito constituido por 
bandas claras e escuras, milimétricas a centimétricas.São essas o leucossoma e 
mesossoma respectivamente. 
 
 
 
 
 Granada-biotita gnaisse migmatítico com leucossoma e mesossoma -Boiçucanga, SP 
 
 
Os Tipos de Metamorfismo. 
 
 Os tipos de metamorfismo podem ser classificados de acordo com a ação de pressão, 
temperatura e deformação que afetam as rochas. Os mais comuns são metamorfismo de 
contato e metamorfismo regional. 
 
O metamorfismo de contato é resultado de aquecimento através de intrusão de um 
corpo ígneo que aumenta a temperatura das rochas encaixantes. As rochas mais 
próximas à intrusão sofrem efeitos de temparatura maior que decresce com a distância 
relativa ao corpo. Sem um efeito de pressão e deformação, e somente da temperatura, há 
cristalização e crescimento dos minerais metamórficos num arranjo aleatório, ou seja 
sem foliação. A rocha típica do metamorfismo de contato é denominada hornfels. 
 
Por outro lado, o metamorfismo regional ocorre em grande escala na formação de 
cadeias de montanhas (orogênese), onde as rochas são sujeitas as pressões e 
temperaturas elevadas e deformação intensa. As rochas regionalmente metamorfizadas 
ocupam faixas de centenas de quilometros, sendo típicas de terrenos pré-cambrianos, ( 
mas não somente), e constituem uma grande variedade de ardósios, filitos, xistos e 
gnaisses, de diversas composições. 
 
Outros tipos de metamorfismo são: metamorfismo de soterramento (um tipo 
regional), metamorfismo hidrotermal e metamorfismo de impacto. 
 
 
O Metassomatismo 
 
O metassomatismo é um caso especial de metamorfismo quando o sistema rochoso 
está aberto a passagem de grandes quantidades de fluidos.Nesse processo há perda ou 
ganho de elementos de uma rocha devido o fluxo de fluidos, sendo que a razão fluido-
rocha é grande. Em geral, quando isso não ocorre, a perda é apenas de H2O 
(desidratação) ou de CO2 (descarbonatação), sem que haja uma mudança significativa 
na composição química da rocha original. 
O melhor critério de metassomatismo é a preservação de texturas originais da rocha, 
preservando as formas e tamnho dos minerais originais. Um bom exemplo desse é de 
serpentinização da olivina com perda de Mg e Si e ganho de H2O, que pode ser ilustrado 
com a reação: 
5Mg2SiO4 + 4H2O + 6H+ = 2Mg3Si2O5(OH)4 + 4Mg2+ + Si4+ + 6OH − 
olivina serpentina 
 
Um outro exemplo é de substituição da hornblenda por biotita: Hbl + K+ = Bt + Ca2+, 
(abreviações de nomes dos minerais segundo Kretz, 1983) ou uma "potassificação"de 
um corpo ultramáfico por fluidos originados de uma intrusão granítica.. Assim também 
ocorre o metasomatismo alcalino no contato de intrusivos de rochas alcalinas formando 
fenitos - rochas ricas em sódio e com ortoclásio e egirina. 
A formação de greisen com topázio e turmalina é também um processo metassomático. 
Nos contatos de rochas ultramáficas formam-se rodingitos - rochas com grossularita, 
pela perda de Ca numa serpentinização de piroxênio de peridotito. Em todo caso, é 
necessário e possível reconhecer o resultado de passagem de fluidos e mudanças nas 
rochas originais. Freqüentemente temos a passagem de grandes quantidades de fluidos 
nas zonas de falha (mas nem sempre) ou em sítios de mineralização. 
 
A Fusão Parcial 
 
A fusão parcial pode ocorrer em rochas que atingem temperaturas muito elevadas, 
quando um liquido silicático, ou fundido (melt), geralmente de composição quartzo-
feldspática, é produzido. Isso ocorre mais facilmente em rochas pelíticas com muscovita 
no decorrer de desestabilização desse mineral. Assim, temos as reações: 
1. Ms + Pl + Kfs Qtz + H2O = L ou 
2. Ms + Qtz + Pl = Al2SiO5 + Kfs + L 
Tais reações ocorrem também em rochas metamáficas onde o mineral que se 
desestabiliza é hornblenda, por exemplo: 
Hbl + Pl1 + Qtz = Cpx + Opx + Pl2 + L 
Esse tipo de metamorfismo é as vezes chamado ultrametamorfismo e é discutido nos 
itens 7 e 8 mais adiante. 
 
 
 
 
 
 
 
 
4. Texturas das Rochas Metamórficas. 
 
4.1 Formas dos minerais: 
Da mesma maneira que se usa,na petrografia ígnea, termos como euhedral. 
anhedral e subhedral para minerais que mostram formas cristalográficas bem 
desenvolvidas, pobremente desenvolvidas ou parcialmente desenvolvidas, 
respectivamente, são usados termos equivalentes para os minerais que constituem as 
rochas metamórficas: 
idioblástico - mineral bem formado, 
xenoblástico - com ausência de contornos de cristal de um determinado mineral, 
sub-idioblastico - forma menos desenvolvida que a forma idioblástica, 
Outros termos são: 
porfiroblasto - um mineral metamórfico de tamanho maior numa matriz de 
granulação menor 
poiquiloblasto - quando um porfiroblasto contem grãos inclusos de outros 
minerais 
Algumas outras formas de minerais metamórficos são: acicular, fibrosa, 
esqueletal. 
 
4.2 Texturas de metamorfismo de contato: 
As rochas submetidas a metamorfismo de contato não possuem foliação. Seus 
minerais têm arranjo aleatório e as texturas mais comuns dessas rochas são: 
 granoblástica - grãos de minerais com tamanho aproximadamente igual dispostos 
em um arranjo de tipo mosáico. 
granoblástica poligonal - grãos de minerais com contornos poligonais, 
frequentement com ângulos de 120o, 
decussada - textura granoblástica caracterizada por palhetas de minerais 
subidioblásticas dispostas em arranjo aleatório, 
 
 
4.3 Texturas de metamorfismo regional: 
 
 Granoblástica: um mosáico de minerais quase equigranulares resultado de uma 
boa recristalização. 
lepidoblástica: arranjo paralelo de palhetas de micas ououtros filossilicatos num 
filito ou xisto. 
nematoblástica: arranjo paralelo de minerais alongados e prismáticos - por exemplo 
anfibólios. 
clivagem de crenulação: uma foliação que se desenvolve em xistos micáceos 
quando uma xistosidade mais nova se sobrepõe a outra mais antiga em uma direção 
obliqua a ela. 
porfiroblástica - textura com minerais maiores (porfiroblastos) dispostos em uma 
matriz mais fina, 
 
 
0.2 mm 
Porfiroblasto de biotita crescendo em cima de 
foliação pré-existente 
 
 
 
 
 
 
 
 
poiquiloblástica - textura com vários porfiroblastos contendo inclusões de outros 
minerais, distribuidos numa matriz mais fina, 
recristalização - quando os minerais de uma rocha metamórfica adquirem uma textura 
quase que equigranular, poligonal ou não, formando um mosáico sem sinais de 
deformação . 
porfiroclastica: textura caracterizada por grãos maiores “fragmentados” e embutidos 
numa matriz fina devido deformação intensa. A textura é típica de rochas em zonas de 
cisalhamento onde a deformação intensa produz milonitos. 
 
Ainda no metamorfismo regional, pode-se distinguir cristalização pré-, sin- ou pós-
tectônica, reconhecível de acordo com a relação existente entre o mineral 
metamórfico neoformado e a xistosidade presente na rocha. 
 
 
 
 
4.4 Texturas reliquiares: 
 
Em alguns casos, a textura ígnea original se mantem preservada e pode ser 
reconhecível apesar da textura metamórfica sobreposta e das transformações 
mineralógicas relacionadas ao metamorfismo. Usa-se então o prefixo blasto- junto com 
a textura ígnea reliquiar. Assim, as texturas ofítica e porfirítica são chamadas 
blastofítica e blastoporfirítica, indicando que os minerais mantiveram 
aproximadamente as formas ígneas originais e não cresceram no metamorfismo 
(compare com porfiroblastos). 
 
 
 
 
 
5. Conceito de facies e grau metamórfico 
 
Entre os limites inferior e superior de temperaturas de metamorfismo, numa faixa 
de 150-200o C e 700-900o C, as rochas metamórficas são submetidas a transformações 
mineralogicas e texturais em função da estabilidade dos minerais que elas contem e da 
sua composição química. Achou-se conveniente dividir essa faixa em campos 
designados facies metamórfica. A facies metamórfica inclue diversas rochas 
metamorfisadas sob condições idênticas (em geral, no que diz respeito a pressão e 
temperatura). Rochas com composições químicas iguais desenvolvem a mesma 
mineralogia (paragênese de vários minerais) em uma mesma facies metamórfica. É 
evidente que rochas de composições diferentes vão ter mineralogias diferentes na 
mesma facies. Variações de pressão e temperatura caracterizam a subdivisão em facies. 
As mais comuns são: 
 
 
 
 Facies zeolito - temperaturas do início de metamorfismo entre 200 - 400oC 
 
Facies xisto verde - temperaturas baixas < 500o C 
 
 Facies anfibolito - temperatura média 500 até 700o C 
 
Facies xisto azul -pressão elevada e temperatura baixa P > 6 kb/ T < 400o C 
 
Facies granulito - pressão e temperatura elevadas T 700-900o C 
 
Um outro conceito conveniente é o grau metamórfico, que corresponde 
aproximadamente as facies metamórficas supramencionadas. São eles: 
 
Grau incipiente 
Grau fraco 
Grau médio 
Grau forte (segundo Winkler, 1977). 
 
 Informalmente podem ser chamados grau incipiente, grau baixo, grau médio e 
grau alto. Os graus muito baixo e baixo correspondem aproximadamente a facies xisto 
verde ( o primeiro inclui a facies xisto azul), enquanto os graus médio e alto 
Facies metamórficas comparadas com o grau metamórfico. As pressões
inferiores são de metamorfismo de contato - hornfels facies; as superiores
são de metamorfismo regional (segundo Yardley, 1989). 
correspondem as facies anfibolito e granulito respectivamente. Como no caso de facies, 
os limites de graus metamórficos são definidos pela inestabilidade de minerais do grau 
anterior (de temperatura inferior) e pela aparência de uma assembleia mineral típica que 
substitui a anterior. Assim, os minerais característicos de grau incipiente (very-low-
grade) desaparecem dando lugar aos minerais de grau fraco (low grade) 
 
 
 
 
 
 
Em casos de mapeamento geológico é as vezes interessante marcar limites de 
conjunto de minerais que dão lugar aos minerais novos. Neste caso o isógrado define 
um limite a partir do qual aparece um mineral índice até então não presente em um 
determinado tipo de rocha. Assim são as zonas metamórficas Barrovianas de biotita, 
granada e estaurolita, na Escôcia. Considerando que um novo mieral poderá aparecer 
através de reações diferentes, é mais correto definir um isógrado pela assembleia 
mineral.Geologicamente, os isógrados são cortes de planos com a superfície atual ao 
longo dos quais assembleias de minerais novos aparecem substituindo os minerais cujas 
estabilidades foram ultrapassadas. Quando a reação específica pode ser identificado 
pode ser chamado um grau de isorreação.Na faixa de temperaturas de um determinado 
grau metamórfico podemos reconhecer isógrados diferentes representando assembleias 
novas de minerais. 
 
 
 
 
A Regra de Fases 
Para uma rocha metamórfica cujos minerais se acham em equilíbrio existe uma 
relação entre a composição da rocha e sua mineralogia. Essa observação pode ser 
colocada em forma de uma regra que é válida para sistemas químicas. Essa Regra de 
Fases é expressa em termos de número de fases P (minerais), número de componentes 
químicos C que define o sistema e o número de graus de liberdade do sistema, 
geralmente a pressão e temperatura, tendo P + F = C + 2 . Se para um sistema temos a 
liberdade de variar ambos a pressão e a temperatura, F no sistema = 2, e temos uma 
situação na qual o sistema é bivariante. Se para uma determinada pressão (temperatura) 
a temperatura (pressão) é fixa, nesses caso F = 1 e a situação é univariante. Se ambos, 
a pressão e temperatura são únicas para um determinado sistema, ou seja são fixas e 
invariáveis, temos assim a situação invariante. Um exemplo para aplicação da regra de 
fases é o sistema H2O no qual há apenas um componenete e a possibilidade de ter uma, 
duas ou três fases. Analise você mesmo!! Veja como pode se aplicar a regra de fases 
para no caos de aluminossilicatos - Al2SiO5 .............Diagrama de fases para Al2SiO5
(Bohlen et.al. 1991)
 
 
 
 Campos de estabilidade de aluminossilicatos. (Símbolos dos 
minerais segundo Kretz, 1983) 
0.25 0.50 0.75
500
600
700
800
400
T 
°C
X CO2
5 kb
2 kb
1 Tlc
+ 3Ca
l + 3C
O2
Dol = dolomita
Cal = calcita
Qtz = quartzo
Tlc = talco
4Qtz 
+ 3D
ol + H2
O
 
A reação 4Qtz + 3Dol = 1Tlc + 3Cal + 3CO2 em função de fração molar de CO2 na fase 
fluida, tendo 5 componentes, 5 fases (4 sólidas e uma gasosa), fazendo que a reação é 
bivariante. No diagrama as linhas de reação são isobáricas univariantes para representação 
em duas dimensões. 
6. Facies Zeolito 
 
O início de metamorfismo, sob temperaturas bastante baixas, é marcado pela aparência 
de primeiros minerais metamórficos, tais como prehnita, pumpellyita e lawsonita. São 
minerais raros que se encontram em ambientes geológicos muito específicos. Todos 
desses são silicatos cálcicos, portanto mais comuns em rochas máficas e grauvacas. 
Lawsonita pode ocorrer sob temperaturas baixas e pressões elevadas. Com aumento de 
temperatura para o grau baixo, ou facies xisto verde, esses minerais desaparecem 
através de reações: 
 
1. pumpellyita + clorita + quartzo = clinozoisita + actinolita + H2O 
 
2. lawsonita + clorita = clinozoisita + Al-clorita + quartzo + H2O 
 
Nota-se que pela primeira vez se forma clinozoisita - um membro do grupo de epidoto 
pobre em ferro. A desaparência dos minerais dessa facies marca o limite inferior de 
facies xisto verde, em outra palavras, o início de facies xisto verde. 
 
 
 
 
7. Facies Xisto Verde 
 
 Muitas rochas de facies xisto verde (ou baixo grau) possuem coloração verde 
devido a presença frequente de clorita, ou mesmo clorita misturada com micas brancas, 
ou seja, são xistos de cor verde - daí o nome da facies. As rochas são geralmente de 
granulação fina (< 0,1 mm), sendo as ardósias, os filitos e muitos xistos as rochas 
típicas dessa facies. As assembleias mineralógicas das rochas dependem da composição 
da rocha original que foi metamorfizada. Assim, rochas como basalto, pelito ou 
grauvaca vão desenvolver minerais metamórficos de acordo com sua composição 
original. Porem, clorita é um mineral comum em muitas dessas rochas. 
Outros minerais silicáticos típicos de baixo grau metamórfico (± quartzo e feldspato) 
são micas brancas (muscovita), biotita, epidoto, actinolita, cloritóide, e as vezes os 
aluminossilicatos cianita ou andaluzita, dependendo da pressão que prevaleceu durante 
o processo metamórfico. Em vez de um epidoto rico em ferro podem ocorrer zoisita ou 
clinozoisita que são minerais da mesma família do epidoto mas pobres em ferro. 
Em grau muito baixo, < 400o C, com pressões bastante elevadas, em torno de 6 ou 8 
kb, ocorrem os xistos azuis (com uma leve coloração azul) contendo um anfibólio 
sódico de cor azul, o glaucofano. Os demais minerais desse grau são calcita/aragonita, 
actinolita, albita, clorita e micas brancas. 
 
 
 
 
 
 
8. Facies Anfibolito 
 
As facies anfibolito e granulito correspondem aos graus médio e alto de 
metamorfismo que são atingidos com aumento da temperatura, e por vezes da pressão 
também, a partir de facies xisto verde. As rochas desses graus médio e alto apresentam 
granulação maior em comparação com os filitos e xistos da facies xisto verde devido a 
sua melhor cristalização e a recristalização dos grãos minerais, além da formação de 
minerais novos, que reforça a foliação da rocha, quando presente. 
A passagem de facies xisto verde para facies anfibolito é marcada pela formação de 
estaurolita [Fe2Al9O6(SiO4)4(OH)2] e cordierita [(Mg,Fe)2(Si5Al4O18).nH2O] em rochas 
metapelíticas. Nessas rochas podem ocorrer também os aluminossilicatos cianita, 
sillimanita ou andaluzita, dependendo da pressão de metamorfismo. Granada é um 
mineral adicional, mas ela pode estar presente desde facies xisto verde. Os minerais que 
desaparecem com aumento do grau são cloritóde e clorita. Ocorre também a formação 
de plagioclásio oligoclásio mais cálcico (em vez de albita) e o Ca-anfibólio hornblenda 
em rochas metabásicas. Rochas típicas de facies anfibolito são gnaisses e anfibolitos. 
Um dos processos típicos em facies anfibolito superior é a anatexia ou fusão parcial. 
Com avanço de fusão parcial formam-se migmatitos nos quais é possível reconhecer a 
porção que resultou de fusão - o leucossoma, a parte original da rocha - o mesossoma e 
a melanossoma que é uma parte de concentração de minerais refratários, ou não 
fundidos, nas margens do leucossoma. Esses termos não têm conotação genética, mas 
com certeza do processo pode-se falar de neossoma (leucossoma), paleossoma 
(mesossoma) e melanossoma. Um bom exemplo de fusão parcial é de rochas que 
contêm muscovita cuja desestabilização resulta, mas não sempre, em fusão parcial. 
 
 
Sob pressões relativamente baixas a muscovita se desestabiliza por desidratação : 
1. Ms + Qtz = Kfs + Al2SiO5 + H2O 
porem, sob pressões elevadas essa reação não ocorre e a muscovita contribui para 
formação de um fundido quartzo-feldspático. Assim - 
 2. Ms + Pl + Kfs + Qtz + H2O = L 
 3. Ms + Qtz + Pl = Kfs + Al2SiO5 + L onde L = liquido ou fundido 
Nota-se a diferença com a reação 1, pois a água liberada de muscovita é dissolvida no 
fundido. Esse porcesso é de fusão desidratante no qual um fluido aquoso cuja presênça é 
necessário para que haja fusão é fornecido pela desidratação da muscovita. O fundido 
(melt) forma veios e bandas leucocráticas na rocha - o leucossoma. Caracteristicamente 
o mesossoma tem aspecto metamórfico de um gnaisse, enquanto o leucossoma possui 
uma trama de quartzo e feldspato com textura ígnea por ter cristalisado a partir de um 
fundido. 
 
 
 
 
 
 
 
9. Facies Granulito 
 
As rochas de facies granulito contêm essencialmente minerais anidros como 
piroxênios e granada, além de quartzo e feldspatos em determinadas rochas. Estas 
rochas não apresentam mais muscovita, mas podem conter biotita e hornblenda, que 
não são anidros. Os gnaisses pelíticos de facies granulito podem ter granada e 
sillimanita ou cianita ± biotita, mas sem muscovita. Os minerais anidros resultam da 
instabilidade e desidratação dos minerais de facies anfibolito - o processo é facilitado 
pela ausência quase completa de fluidos aquosos durante o metamorfismo. Rochas 
típicas desse grau são: gnaisses, piroxênio granulitos máficos, charnockitos e 
enderbitos, entre outros. Em muitas rochas o mineral característico dessa facies é um 
ortopiroxênio. 
Nas rochas máficas pode ocorrer fusão parcial produzindo um fundido de 
composição tonalítica e dando origem a um migmatito máfico. As reações são: 
1. Hbl + Pl1 + Qtz = Cpx + Pl2 + L ou ainda 
2. Hbl + Pl1 = Opx + Cpx + Pl2 + L 
Ambas as reações são resultados de fusão desidratante, como no caso de muscovita em 
facies anfibolito, mas nesse caso é fusão de hornblenda que necessita temperatura bem 
mais elevadas. Em analogia, em gnaisses pelíticos pode ocorrer a reação: 
3. Bt + Pl + Qtz = Grt + Opx + Kfs + L , produzindo assim também um granulito 
tipo charnockito. 
 
10. Facies Xisto Azul e Eclogito 
 
Os xistos azuis devem a sua coloração azul à presença de um anfibólio sódico azul a 
glaucofana com a composição Na2Mg3Al2Si8O22(OH)2 . Os anfibólios sódicos 
pertencem uma solução sólida entre a glaucofana a riebeckita 
Na2Fe2+3Fe3+2Si8O22(OH)2 . Essese xistos se formam sob temperaturas baixas e pressões 
elevadas, condições típicas de zonas de subducção onde o gradiente termal é muito 
baixo. Nesses ambiente rochas como basaltos e grauvacas são transformadas em xistos 
azuis. Glaucofana pode se formar em seguintes reações: 
Ab + Chl = Gln + H2O (símbolos de Kretz, 1983) 
Act +Chl + Ab = Gln + Zo + Qtz + H2O 
Act + Chl + Ab + Qtz = Gln + Lws+ H2O 
Na última, o mineral cálcico lawsonita toma lugar do plagioclásio e também é indicador 
de alta pressão. Outros minerais de alta pressão que podem ocorrer em rochas de 
composiçãoadequada são jadeita NaAlSi2O6 e aragonita CaCO3 . 
No caso de pressão e temperatura altas, rochas basálticas podem se transformar em 
eclogito no qual o plagioclásio não é mais estável. A reação é : 
Pl + Px = Omp + Grt + Qtz 
A onfacita (Omp) é um piroxênio com o componente jadeita NaAlSi2O6 e a granada do 
eclogito é rica em piropo Mg3Al2Si3O12 . Freqüentemente os eclogitos são sujeitos a 
"descompressão", por exemplo quando ocorre soerguimento tectônico de blocos, e a 
onfacita se descompõe em um simplectito de plagioclásio e diopsídio - um 
intercrescimento vermiforme desses dois minerais. Essa textura é facilmente 
reconhecível em lâminas delgadas. No Brasil, desse tipo de eclogito que passou por 
retrogressão ocorre em Minas Gerais e no Nordeste, encaixado em gnaisses de alto grau 
metamórfico. 
 
 
 
11. BIBLIOGRAFIA 
 
Kretz, R. 1983. Symbols for rock-forming minerals. Amer. MIneral., 68, 277-279. 
 
Nockolds, S.R., Knox, R.W.O’B. & Chinner, G.A. 1979. Perology for Students. 
Cambridge University Press, London. 
 
Williams, H., Turner, F.J. & Gilbert, C.M. 1970. Petrografia. Editora Polígono, São 
Paulo. 
 
Winkler, H.G.F. 1977. Petrogênese das Rochas Metamórficas. Editora Edgard Blücher 
Ltda., Porto Alegre. 
 
Yardley, B.W D., MacKenzie, W.S. & Guilford, C. 1990. Atlas of Metamorphic 
Rocks and their Textures. Longman, Essex, England. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Temperatura (Co) 400 500 600 700 
Facies metamórfica Protóli
tos 
Minerais 
metamórficos Xisto verde Anfibolito Granulito 
 
R
oc
ha
s P
el
íti
ca
s 
Clorita 
Biotita 
Granada 
Cloritóide 
Estaurolita 
Cianita 
Sillimanita 
Muscovita 
K-feldspato 
Hiperstênio 
Andaluzita 
Cordierita 
 6 
 1 
 4 
 3 5 
 5 10 
 2 
 7 
 8 9 
 8 
 11 
 12 
 
 13 
 
R
oc
ha
s M
af
ic
as
 
Clorita 
Epidoto 
Actinolita 
Albita 
Granada 
Hornblenda 
Plagioclásio 
Clinopiroxeno 
Ortopiroxenio 
 
 
 
 
14 16 
 15 
 
 
 15 
 
 
 
 
 17 
 
 
R
oc
ha
s U
ltr
am
áf
ic
as
 
Brucita 
Crisotila/lizardita 
Antigorita 
Talco 
Clorita 
Tremolita/act 
Hornblenda 
Cummingtonita 
Antofilita 
Olivina 
Diopsídio 
Enstatita 
Espinélio 
 20 
 
18 19 
 
 22 
 
 
 
 
 20 
 
 21 
 
 22 
 
 
 
 
Temperatura (Co) 400 500 600 700 
Facies metamórfica Protóli
tos 
Minerais 
metamórficos Xisto verde Anfibolito Granulito 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Reações metamórficas diagnósticas 
 
1) 
2) 
3) 
4) 
5) 
6) 
7) 
8) 
9) 
10) 
11) 
Biotita in 
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k-felds + cl orita= biot + musc + qtzo + H2O 
fengita+ clorita= biot + musc+ qtzo + H2O 
 
Cianita in 
pirofilita = Al2SiO5 (cianita ou andaluzita) + qtz + H2O 
 
Cloritoide in 
pirofilita + clorita rica em Fe = cloritoide + qtzo + H2O 
hematita + clorita rica em Fe = cloritoide + magnetita + qtzo + H2O 
 
Granada in 
clorita + muscovita = almandina + biotita + qtz + H2O 
 
 Cloritoide out / estaurolita in 
cloritóide + qtzo = estaurolita + granada + H2O 
granada + muscovita + clorita = estaurolita + biotita + qtzo + H2O 
 
 Clorita out 
clorita + muscovita = estaurolita + biotita + qtzo + H2O 
 
Sillimanita in 
estaurolita + muscovita +qtzo = granda + biotita + sillimanita + H2O 
cianita → sillimanita ( P>4Kb) 
andaluzitz → sillimanita ( P<4Kb) 
 
Quebra da muscovita ( para P < 5Kb ) 
muscovita + qtzo = k-felds + Al2SiO5 (sillimanita ou andaluzita) + H2O 
 
Quebra da muscovita ( para P =5Kb e T ~ 600 Co) 
muscovita + qtzo + plagioclásio= k-felds + Al2SiO5 + melt 
 
 Estaurolita out 
estaurolita + muscovita + qtzo = granada + biotita + sillimanita + H2O 
estaurolita + qtzo = cordierita + Al2SiO5 ( andaluzita) + H2O ( P < 4Kb) 
Fe-estaurolita + qtzo = granada + Al2SiO5 ( cia/sill) + H2O ( P > 4Kb) 
 
Hiperstênio in 
biotita + qtzo = hiperstênio + almandina + K-felds 
almandina + biotita = cordierita + hiperstênio 
 
12) 
13) 
14) 
15) 
16) 
17) 
18) 
19) 
20) 
21) 
22) 
Andaluzita in 
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clorita + muscovita + qtzo = cordierita + andaluzita + biotita + H2O ( P < 4Kb) 
 
 
 
Cordierita in 
clorita + muscovita = cordierita + biotita + qtz + H2O (P baixa) 
estaurolita + qtzo = + Al2SiO5 + almandina + cordierita + H2O ( P intermediária ) 
obs: A cordierita só é estável a pressões baixas ou intermediária, quando coexiste 
com 
granada.Portanto, a presença de granada e cordierita é diagnóstica de pressões 
intermediárias 
 
 
 
clorita + calcita = epidoto + actinolita + CO2 + H2O 
 
albita + actinolita = hornblenda edenítica (verde clara) + qtzo 
 
actinolita + clorita + qtzo + Al-epidoto = hornblenda tchermarkítica + H2O 
 
hornblenda + qtz = hiperstênio + clinopiroxenio + plagioclásio + H2O 
hornblenda + biotita + qtzo = hiperstênio + K-feldspato + plagioclásio + H2O 
hornblenda + almandina + qtzo = hiperstênio + plagioclásio + H2O 
 
 
crisotila = antigorita + brucita 
 
antigorita = forsterita + talco + H2O 
 
antigorita + brucita = forsterita + H2O 
 
Forsterita + talco = Enstatita + H2O 
 
 quebra da clorita 
Mg-clorita = forsterita + enstatita + espinélio 
Antofilita + olivina = enstatita + H2O