Ferreira_1982_Processos Metamórficos

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UNIVERSIDADE FEDERAL DO CEARA 
0 E P A R T A M E N T'O 0 E G E 0 C I t N C I A S 
CURSO DE GEOLOGIA 
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RELA~OES PETROGENETICAS NOS 
PROCESSOS MET Alv\6RFICOS 
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JOSE FERREIRA DE ANDRADE FIL.HO 
FORTALEZA 
1982 
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Metamorfismo . 
Tipos de Metamorfismo 
Fatores do Metamorfismo 
1: N D I C E 
C A P 1: T U L 0 1 
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C A P 1 T U L 0 2 
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Cristaliza~~o e Recristaliza~~o 11 
Poder de Cristaliza~~o 13 
For~a de Cristaliza~~o 13 
C A P ! T U L 0 3 
Textura e Estrutura das Rochas Metamorficas 
Rela~oes- entre as Fases de Deforma9~o e Crescimento 
dos Cristais (Cristaliza9~o/Recri~taliza9~0) 
Cristaliza.9~o Pre-Tectonica 
Cristaliza~~o Sin-Tectonica 
Cristaliza9~o Pos-Tectonica 
C A P 1 T U L 0 4 
C1assifica~~o das Rochas Metam6rficas . 
Classifica~~o Estrutural 
Classifica~~o Mineralogica 
Classifica~~o Quimica 
Nomenclatura dos Migmatitos 
C A P 1 T U L 0 5 
15 
23 
23 
24 
24 
28 
28 
32 
33 
35 
A Regra das Fases no Metamorfismo 43 
C A P 1: T U L 0 6 
Rea9oes Metam6rficas e Parageneses Minerais 
Rea9oes Solido-Solido 
Rea~oes de Desidrata9~o 
Rea~oes de De~carbonata9~0 
Rea~oes de Oxi-Redu~~o 
Parageneses Minerais 
48 
48 
50 
53 
57 
58 
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C A P 1 T U L 0 7 
~epresenta9ao Grafica das Parageneses Minerais 
'1etamorficas 
Diagramas ACF e A'KF 
. . . . . . . . 
. . . . . . . 
Uti1idade dos Diagramas ACF e A'K~ . . . ., ... . 
Diagrama AFM . . . . . 
C A P 1 T U L 0 8 
Bases Para Classifica9ao e Mapeamento de ~reas 
Metamorficas 
Zonas.Metamorficas 
Metamorfismo Regional Progressivo . 
Facies Metamorficas 
C A P l T U L 0 9 
Facies Metamorficas 
·Facies do Metamorfismo de Contato 
Facies do Metamorfismo Regional 
Series de Facies 
C A P 1 T U L 0 10 
Granu1itos e Ec1ogitos 
. . . . . . . 
Metamorfismo e Considera9oes Petrogeneticas 
Ec1ogitos 
C A P 1 T U L 0 11 
Os Quatro Estagios Metamorficos de Winkler 
Di visoes de Pressoes nos Graus Metamorficos . . 
C A P 1 T U L 0 12 
Metamorfismo Terma1 e Dinamotermal 
Cinturoes Metamorficos Pares 
·. . . . . . 
C A P 1 T U L 0 13 
Metamorfismo de Pe1itos 
Metamorfismo de Peli tos em Graus Incipiente e Fraco 
Metamorfismo de Pelitos em Graus Medio e Forte 
0 ~roblema da Coexistencia A1mandina/Cordierita 
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60 
61 
67 
69 
75 
75 
77 
80 
88 -
88 
93 
105 
109 
112 
116 
119 
128 
131 
137 
141 
141 
148 
150 
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C A P ! T U L 0 14 
Metamorfismo de Rochas Carbonatada$ . 
Metamorfismo de Calcaria Dolomitico Silicoso 
Influencia de FeO e do Al 2o3 
C A P 1 T U L 0 15 
154 
155 
160 
Metamorfismo de Rochas Maficas 164 
Metam9rfisrno de Grau Incipiente . 170 
A Origem da Glaucofana 
C A P 1 T U L 0 
Metamorfismo de Rochas Ultramaficas . 
Sistema MgO-Si0 2-co2 -H 2o 
Sistema Ca0-MgO-Si02-H 20 
Presen9a de Al 2o3 
16 
B I B L I 0 G R A F I A 
A G R A D E C I M E N T 0 S 
172 
174 
174 
. . 180 
180 
184 
Apresentamos os nossos agradecirnentos ao Institute de 
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Geociencias da Uni versidade de Sao Paulo (na pessoa do p~f.Dr. Reinhol t 
Ellert) pela colabora9ao dispensada na reprodu9ao deste trabalho~ Nos-
so reconhecirnento e gratidao ao colega Silvio Roberto F. Vlach, pelas 
sugestoes e corre9ao do texto. 
CAP1TULI 
METAM~R.FISM® 
A rigor, todo e qualquer processo que conduz as 
rochas a transforrna9oes rnineralogicas e estruturais no estado so 
lido, caracteriza urn processo rnetarnorfico. Entretanto, excluern -
-se dos dominios do metamorfismo as modifica9oes rochosas origi 
nadas por processes intempericos e diagenese sedirnentar. 
exclusao, deve-se ao fato da diagenese e do internperisrno 
Est a 
serern 
p~ocessos desenvolvidos rnuito proxirnos da superficie da crosta, 
onde as ternperaturas sao rnuito baixas (inferiores as ternperatu-
ras minirnas do campo rnetamorfico propriamente dito) e onde cer-
tos aspectos sao bern particulares. Desse modo, podemos definir o 
metamorfismo como todo ~ qualquer processo que atuando abaixo d~ 
zona de intemperismo e da diagenese sedimentar impoe as rochas 
transforma9oes mineralogicas e estruturais no estado solido.Quan-
do a temperatura alcan9a urn estagio suficiente para fundir a 
rocha, o limite metamorfico superior e atingido e cede lugar ao 
magmatismo. 
As rochas, seja qual for a sua natureza, quando 
subrnetidas a condi9oes diferentes daquelas que lhes deram ori-
gem, perdern o equilibria e em resposta as novas condi9o~s fisi-
cas (temperatura e pressao) , desenvolvern novas parageneses rnine-
rais cornpat.iveis corn a nova situa9ao, podendo haver tarnbern o 
desenvolvimento de uma nova estrutura. 0 metamorfismo resulta 
portanto da modifica9ao nos parametres fisicos (temperatura e 
pressao) que agem nurna deterrninada rocha. As novas condi9oes fi-
sicas podem ser trazidas ate as rochas, como por exemplo no caso 
do deslocamento de uma massa magrnatica com sua posterior intru-
sao, quando entao, fornece a rocha encaixante 0 calor necessaria 
para metamorfiza-la. Nas regioes de geossinclinais, as condi9oes 
metamorficas sao essencialnente buscadas pelas rochas ,atraves da subsidencia 
geossinclinal que as empurrarn as grandes profundidades da crosta onde 
temperatura e pressao sao suficientes para processarem 0 rretanx:>rfis-
mo. Estes casos, serao discutiqos mais adiante, nossa preocupa-
9ao aqui e mostrar que as condi9oes flsicas que atuarn numa roch~ 
podern ser rnudadas por des locamento de energia ou deslocarrento da rocha. 
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Os domlnios do campo metamorfico encontrarn-se li-
rnitadas nas baixas temperaturas (limite inferior) pela diag~nese 
sedimentar ~ nas altas temperaturas (limite superior) pela fus~o 
das rochas granlticas e semi-basicas. As temperaturas tanto no li 
mite inferior como no superior s~o variaveis e dependem da natur~ 
za das rochas e presen9a de fluldos. Para urn sedimento pelitico , 
considerando-se favoravel o conteudo de fluidos,as transforma9oes 
metarnotficas come9am a aproximadamente 2009C e terminam a aproxi-
madamente 6509C (com a fus~o da rocha), contudo, este mesmo peli-
to pode ter esse intervalo de temperatura aumentado, caso a compQ 
si9~0 da fase fluida n~o seja t~o favoravel. De modo geral, as 
temperaturas nos dominios do metamorfismo encontram-se limitadas 
eritre aproximadamente 200 a 8009C. 0 limite superior do metamor-
fismo,pode ser tra9ado sem muitas dificuldades, porem o limite in 
ferioi mostra-se problematico. Neste caso, .surgern dificuldades 
porque certos minerals como quartzo, clarita, illita e feldspato, 
podem se formar tanto por processo metamorfico como diagenetica. 
Para se estabelecer uma distin9~o entre o fim da diagenese e o 
inicio do metamorfismo, tomaram-se dais criterios, urn baseado na 
petrologia sedimentar e outro baseado na petrologia metamorfica. 
Com rela9~0 a petrologia sedimentar, Von Engelhardt (1967-in Win-
kler 1976) sugeriu que a diagenese termina quando os poros de in-
tercomunica9~0 da rocha fecham devido a processo fisico ou quimi-
co. Com referencia a petrologia metamorfica, o metamorfismo come-
9a com a forma9~o da primeira paragenese mineral eminentemente me 
tamorfica, isto e, que n~o ocorre em rochas sedimentares. Como o 
primeiro criteria e flsico, a petrologia da preferenc{a ao crite-
ria mineralogico. Quando existirem duvidas, a coexistencia dos 
cinerais e utilizada como fator de decis~o. Ex. clarita coexiste 
~om illita e fengita em rochas sedimentares, entretanto sua coe-
xistencia com prehnita, zoisita e clinozoisitaso ocorre em am-
biente ~etamorfico. Existem minerais, cuja primeira apari9~0 mar-
ca o inicio do ·metamorfismo s~o eles: laumontita, lawsonita, gla~ 
cofana, paragonita e pirofilita. Estes minerais s~o portanto quan 
do detectados pela primeira vez, indicadores do inicio do metamor 
fismo. Os valores exatos da temperatura de forma9~0 da laumontita 
n~o s~o conhecido5, mas Coombs (1959, 1961-in Winkler 1976) por 
observa96es petrologicas em varias localidades do mundo, acha que 
a forma9~0 da laumontita deve coiricidir com a rea9~0 
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Analcima + quartzo = albita + H20 (+ 2009C a 2Kb) 
A laumontita se forma segundo a seguinte 
Heulandita= laumontita + quartzo + H20. 
-reac;ao 
Com rela9ao a laumontita esse mineral hao) ocorre 
em rochas peliticas que sao as mais comuns nos processes metamor 
fico,s. Sua presen<;;:a se verifica normalmente ern lavas. Devido a 
esse aspecto, conclui-se que nao e qualquer tfpo de rocha que 
serve para se determinar o limite diag~nese/metamorfismo. 
TIPOS DE HE'fAMORFISMO 
Os processes rnetamorficos podem ser de amplitude 
local ou regional. 0 metamorfismo local compreende o metamorfis-
mo termal ou de cantata e o metamorfismo dinamico ou cataclasti-
co, enquanto que o metamor~ismo regional enquadra os proce;;s0s 
dinamotermal, metamorfismo de carga ou de confinamento e metamo£. 
fismo oceanica. 
0 metamorfismo de cantata se desenvolve nas bor-
das ou aur~olas de intrus~es plut6nicas. As transforma9~es pro-
/ 
cessadas na rocha encaixante se devem a temperatura de\~m magma 
intrusive. As rochas resultantes do metamorfismo de contato t~m 
geralmente uma granula<;;:ao fina, estrutura compacta (maci<;;:a) e 
sao denominadas genericamente de hornfelses, e, a zona afetada 
pelo corpo intrusive recebe a denomina<;;:ao de aureola de metan~r­
fismo. A extensao da aur~ola metamorfica depende de varios fate-
res tais como: temperatura da intrusao, diferen<;;:a entre a tempe-
ratura da intrusao e a temperatura da rocha encaixante, volume 
do magma e natureza quimica da rocha encaixante (voltaremos ao 
assunto mai~ adiante) . 
0 metmnorfismo dinamico ocorre em.estreitas fai-
xas adjacentes a linhas de falha. 0 atri to dos blocos falhados. re 
duz a mineralogia da rocha a uma granula<;;:ao mais fina, provoca~ 
do com certa freqtiencia· o desenvolvimento de microbandamentos.As 
rochas resultantes desse processo sao denominadas brecha de fri~ 
<;;:ao, cata~lasito, milonito, ultr a milonito e pseudotaquilito. 0 
-4-
pseudotaquilito e uma rocha vitrea, originada por fusao local e 
muito parecida com o vidro bas~ltico (taquilito) . 0 metamorfismo 
de choque provocado pelo impacto de grandes meteorites na 
ta, enquadra-se tambem nesta categoria (Roger Mason 1978). 
eros 
No 
processo dinamico, 0 suprimento de energia termal e insignifica!: 
t.e, embora localmente possa · ser o suficiente para fundir a ro-
cha como no caso do pseudotaquilito . 
• 
Existem ainda transforma~oes rochosas de ambito 
local, devidas a influencia de solu~oes quentes que percolam fr~ 
turas nas rochas. Esse processo foi denominado por Coombs (1961-
in Winkler 1976) de metamorfismo hidrotermal. Muitos autores peE 
tencentes a escola transformista tais como Ramb e rg, Perrin 
Roubaul t e outros, atribuem ao metamorfismo hidrotermal trans 
forma~oes em extensoes amplas. Segundo esses autores, as adi~oes 
e substitui~oes de material rochoso efetuadas por influencia de 
solu~oes ou mesm6 no estado solido (por difusao i6nica), proces-
ses denominados em ambos os casas de metassomatismo, podem alca~ 
~ar amplitude regional. Essa ideia e contestada por Winkler, Ro-
senbusch e outros seguidores da escola magmatista que admitem 
as transforma~oes metamorficas como processes essencialmente isQ 
qulmi~as e atribuem ao metassomatismo importancia apenas local. 
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Dentro do metamorfismo regional, tem-se o meta 
morfismo dinamotermal, metamorfismo de carga ou de confinamen~ 
e 0 metamorfismo oceanica. 
0 metamorfismo dinamotermal - encontra-se genetJ:_-~ 
camente relacionado aos cinturoes orogenicos. As transforma~oes 
resultantes desse processo, se desenvolvem em extensas ~reas e 
alem da temperatura e pressao de carga, atua urn terceiro fator 
que e a pressao dirigida ou "stress". Durante o metamorfismo, a 
temper~tura e mais elevada que antes e depois do evento;isto poE 
que durante a orogenese, 0 suprimento de calor e bastante alto e 
o grau geotermico pode atingir 609c/km nessas regioes. As ra-
zoes que concorrem p-ara urn grau geotermico tao alto, serao discu 
tidas no capitulo 12. As rochas resultantes do metamorfismo dina 
motermal mostram geralmente uma estrutura orientada (xistosida-
de), reflexo da pressao dirigida. 0 metamorfi~mo dinamotermal, e 
' o mais importante dos processes metam6rficos, pela ~rea de abran 
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gencia, tectonica a que se encontra ligado e por se encontrar fre 
quentemente' associ ado a gran des mass as grani tic,as. Existe urn as-
pecto de particular importancia a ser considerado no processo di-
namotermal que sao as transforma9oes originadas por uma retroa9ao 
metamorfica e conhecidas como metamorfismo retrograde ou diaftore 
se. 
0 metamorfismo retrograde ou diaftrorese se deve 
a uma diminui9ao das condi9oes fisicas nas quctis as rochas se for 
maram. Essa redu9a0 no gradiente metamorfico nao e suficiente pa-
ra processar as transforma9oes. Para que isso ocorra, enecess~rio 
uma contribui9ao dos agentes catalizadores. Assim, depois de ha 
ver atingido os mais altos estagios metamorficos durante o meta -
morfismo progressive, a temperatura declina, mas as associa9oes m~ 
.nerais silicaticas formadas nas altas tempe~aturas permanecem es-
taveis, visto que as rea9oes em minerais silicaticos devido a di-
minui9ao de temperatura, praticamente nao ocorrem. Para que as re 
a9oes aconte9am, e necess~rio urn esfor9o tectonico qualquer . que 
facilite a penetra9ao dos fluidos catalizadores (normalmente a 
~gua). Induzidas por esse mecanisme, as rea9oes come9am a se pro-
cessarem e os minerais formados em altas temperaturas reagem entre 
T si e se transformam numa outra associa9ao de mais baixo grau. 
-
-
0 metamorfismo de carga ou de confina~ento res~l­
ta do soterramento de sedimentos e rochas vulcanicas numa regiao 
de geossinclinal. A tectonica de placa mostr~ que no sulco eugeo~ 
sinclinal, sedimentos e rochas vulcanicas intercaladas podem ser 
arrastadas a grandes profundidades (profundidades bern maiores que 
aquelas alcan9adas no sulco miogessinclinal) 1 onde .vao preencher 
a fossa oceanica formada devido 0 mergulho da placa oceanica 
sob a placa continental em regioes de arco de ilha ou margem de 
continente (ver fig. 12 1 capitulo 12). Nesses locais, as pressoes 
atingem as maximas do campo do metamorfismo, mas as ternperaturas 
sao baixas (nao ultrapassando ao que tudo indica OS 4~Q~~) 1 devi-
do o fluxo de calor ser fraco, concorrendo para que o grau geoter -· rnico seja ~s vezes inferior a media normal. : As pressoes dirigidas 
responsaveis pela orienta9ao preferencial (xistosidade 1 folia9ao), 
encontram-se geralmente ausentes ou sao insuficientes para impor 
tais fei9oes, por isso 1 a textura e estrutura originais das ro -
chas sao normalmente preservadas. As transforma9oes mineralogicas 
sao grandemente influenciadas oupraticamente regidas pelas altas 
i 
-6-
pressoes e dificilmente as modifica9oes metamorficas sao distin-
guidas em amostras de mao, sua distin9ao fica na dependencia das 
analises microscopicas. A componente mineralogica das rochas ori 
ginadas no metamorfismo de carga reflete,~ logico,asaltas pres-
sees reinantes no seu ambiente de forma9ao. As rochas diagnosti-
cas do metamorfismo de carga encerram em sua composi9ao, os mine 
rais laumontita (zeolito de calcio e alumlnio), lawsonita,glauco 
fana "e jadei ta. Nas rochas em que o par lawsoni.ta-glaucofana en-
contra-se associado a jadeita, indica as mais altas pressoes ma-
nifestadas na crosta terrestre. 
0 metamorfismo oceanica ~ urn processo pouco co-
nhecido,abordado recentemente. Foram feitas dragagens na cadeia 
meso-oceanica e essas dragagens revelaram uma grande variedade 
de rochas metamorficas. As rochas do metamorfismo oceanioo tern 
composi9a0 basica e ultrabasica e resultam da recristaliza9a0 de 
empilhamentos vulcanicos mais profundos e intrusoes basicas e ul 
trabasicas associadas. Al~m das dragagens, o estudo de anomalias 
magneticas revelou que camadas subjacentes a basaltos se compor-
tavam virtualmente como nao-magn~ticas, o que segundo (Miyashirq 
Shido e Ewing, 1970a - 1971 in Miyashiro 1975) devem correspon-
der a rochas metamorficas. Miyashiro 1975 acredita que o metamor 
fismo oceanica ~ tao importante quanta 0 metamorfismo ~egional 
. continental. A figura 1 (Turner 1968), foi elaborada para mos-
trar os ~imites TP dos facies metamorficos. Entretanto, ela po-
de ser tambem muito util na ilustra9a0 dos principais tipos de 
metamorfismo. Assim, o campo limitado pelo facies albita-epidotQ 
-hornfels, hornblenda-hornfels, piroxenio-hornfels e san~dinito 
representa os dominies do metamorfismo de contato. 0 intervale 
preenchido pelos facies dos zeolitos 1 prehnita-pumpellyita, xi~ 
to verde, anfibolito e granulite, compreende o campo de dominic 
do metamorfismo regional dinamotermal, e, os campos limitados p~ 
los ficies glaucofana-lawsonita xisto e eclogite representam os 
dominies do metamorfismo de carga e do metamorfismo oceanico.Va-
le ressaltar que os diferentes facies metamorficos, sao utiliza-
dos aqui unicamente como referencial de condi9oes PT predominan-
tes nos diferentes tipos de metamorfismo.O estudo dos facies me-
tamorficos encontram-se abordados nos capitulos 9 e 10. 
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-7-
FATORES DO METAMORFISMO 
Os fatores b~sicos que regem os processes metam6r 
ficas sao temperatura, pressao e componentes fluidos. As tempera-
turas dos dominies do metamorfismo variam no intervale de aproxi-
madamente 200 a 8009C. No metamorfismo de contato,a temperatura 
se deve as intrusoes magm~ticas, enquanto no metamorfismo regio-
nal a fonte de calor emana ao que tudo indica do manto atraves de 
urn processo que ser~ discutido mais adiante·no capitulo 12. A tern 
peratura no meta.r:nq_:r_f'_j,smo r~g_:ional guarda uma rela<;;:ao . direta com a 
I?.:t::9.f.Undidp._de, ou sej a quanta maior a pro fundi dade mais elevada s~ 
r~ a temperatura, embora isso nao exclua a possibilidade de ter 
mos processes desenvolvidos nas regioes mais profundas do campo 
metamorfico mas em temperaturas muito baixas, como no caso do me-
tamorfismo de carga. 
• 
A pressao reJevante e de maior impo±:t~DGj,a nos 
prgg~ssos metamorficos e a J?ressao de carga (P
5
== pressao dQS soli 
dos), resultante do peso das camadas rochosas sobrejacentes. A 
pressao de carga pode ser estimada em mais ou menos 250 a .300 b/ 
km dependendo da densidade das rochas. Diante dessa razao, poder-
se-ia estimar a espessura da camada, mas isso nao e seguro por 
causa de dobramentos recurnbentes que podern ter tornado mais espe~ 
so 6 pacote rochoso original. A press~o d~ carga ou \litost~tica 
tern urn cornportament? semelhante a pressao hidrost~tica, isto e 
rnesma intensidade em todos os sentidos. Alern de pressao de carga, 
temos que considerar a pressao dos fluidos gasosos (Pf) que ocu-
pam os,poros das rochas. Contudo essa pressao e aproximadamente! 
gual a pressao de carga, nao havendo maiores implica<;;:oes, exceto 
em certas rea<;;:oes metamorficas que liberam grande quantidade de 
H20 e/ou co 2 . Neste caso, dependendo da quantidade de poros, Pf 
pode se tornar maior que Ps' o que acarreta o aparecimento de urna 
sobreprnssao. 0 valor desta sobrepressao criada, depende da resi~ 
tencia da rocha na profundidade, essa resistencia e desconheci-
da porque prevalecem condi<;;:oes especiais. No caso de ~,nao t~ 
riamos implica<;;:oes termodinamicas corn rela<;;:ao a regra das fases (ver c~pitulo 
5), isto e F=C-P+2 nao sofreria modifica<;;:ao porque a pres sao imprim! 
da ao sistema seria uma so e corresponde a sobrepressao criada p~ 
los gases e que atua ern todos os sentidos. Se considerarrnos porem 
o caso de minerais depositados a partir de solu<;;:oes hidrotermais 
-8-
em zonas fratura, temos que Pf <P
5
, e, neste caso, o processo se 
realiza com duas pressoes diferentes (Ps e Pf) e a regra das fa-
ses passa . a -seguinte forma F=C-P+3. Este e urn caso especial em 
que o sistema conta com duas pressoes diferentes, na maioria dos 
casos, so se tern urn valor para pressao (ou seja Pf=Ps) e a regra 
das fases e aplicada em sua forma habitual F=C-P+2. 
A componente fluida presente nas rochas silicati-
cas · geralmente encerra guase que exclusivamente H26, de modo que 
Pf=PH o, todavia, as rea9oes envolvendo rochas carbonaticas libe 
2 
ram ·co 2 e a press~o dos fluidos passa a ser Pf=PH 0 + Pco , visto 2 2 
que H 2 0 esta sempre presente nos poros dos sedimentos. A composi-
9ao da fase fluida nao e constante, assim para urn mesmo valor da 
press~o nos teremos varia9oes nas concentra9oes Xco 2 e x82 o. Este 
aspecto e de suma importancia porque embora a. pressao total , seja 
constante, a~ pressoes parciais variam de acordo com as percenta-
gens Xc
02 
e xH
20 
presentes. Veja-se por exemplo que na rea9~0 ca! 
cita + quartzo = wollastonita + c o 2 se a press~o dos ~luidos fos~ 
se Pt=Pco , o equillbrio seria univariante, entretantee6L pressao 
2 -
dos fluidos nessa rea9ao e Pf=Pco +PH Or fato que acarreta uma 
2 2 
varia9ao na temperatura que sera tanto mais elevada quanto menor 
for a fra9ao molar Xco . A varia9ao da temperatura a uma pressao 
2 -constante mostra que a rea9ao representa urn sistema bivariante 
(Ve:t; fig.6.4) e que de modo geral as rea9oes em rochas caroonati-
cas na natureza sao no mlnimo bivariantes. Concentia9oes de co 2 
podem ser criadas em rochas nao carbonaticas, como no caso de pe-
litos grafitosos e influenciar certas rea9oes como a transforma-
9ao da muscovita em presen9a de quartzo segundo a rea9ao muscovi-
ta + quartzo= andaluzita (ou sillimanita) + ortociasio + H20, que 
pode se realizar em temperaturas ate 309C mais baixo que o 
mal. 
nor-
A pressao do oxigenio (Po ) oriunda da dissocia-
2 
9ao da agua H
2
0 = H2 +l/2 0 2 pode influenciar a mineralogia da 2+ ' 
rocha resultante do seguinte modo. Pode levar o Fe a urn estado 
- 3+ -de oxida9ao Fe , este ferro, nao pode entrar na maioria dos sili 
- 2+ ~ -
catos de ferro, pois estes so comportam o Fe em sua molecula,a~ 
sim sendo, em seu lugar entrariam o Mg e Mn. Desse modo, depende~ 
do da atividade do oxigenio, minerais como biotita, almandina e 
cordierita, seriam n~o apenas mais enriguecidos em magnesio e pr2 
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vavelmente manganes, como tambem teriam ao que tudo indica seuvolume ' diminuido e conseqtlentemente haveria uma tendencia ao de-
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s~nvolvimento de minerais que comportam em suas moleculas o Fe 
tais como epidote (Ca 2 Fe~+Al 2 0 Si04 Si 2o 7 OH), magnetita (Fe 2+o. 
Fe;+ o 3 ) e granada andradita (Ca 3F
3+ sr3o 12 ) etc. 
A pressao dirigida e outro parametro importan-
te no metamorfismo, mas ao que tudo indica, nao exerce nenhurn 
'controle na forrna9~0 de certos minerais,t~l como Harker {1939) e 
outros defendem. Segundo Harker, a press~o dirigida e responsa-
vel pelo aparecirnento dos minerais "stress", isto e, rninerais 
que so se formam sob a influencia desse fator. Ele chegou a gr~ 
par n~o apenas os minerais "stress", mas tambem os anti- stress, 
ou seja,minerais cuja forma9~0 n~o se processa na presen9a da 
pressao dirigida, tarnbern denorninada de "stre'ss". Entre os rnine-
rais"stress", ele colocou cloritoide, cianita, alrnandina etc., e 
entre os "anti-stress'' enquadrou cordierita, andaluzita, nefeli-
na etc. Acontece que tanto os min-erais considerados stress, sao 
encontra~ ~rn veios e metamorfismo de contato, como os anti-
stress sao encontrados em metamorfismo dinamoterrnal, 0 que neste 
caso torna sern efeito a influencia da pressao dirigida. A pres~ 
s~o dirigida tern urn papel importante nas rea9oes metamorficas fa 
cilitando a penetra9ao dos fluidos catalizadores, contribuindo 
assim para acelerar o processo, alem de ser respons~vel pela o-
rienta9ao preferencial (xistosidade, linea9ao, folia9ao). 
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Figura 1 ~ E1aborada por Turner (1968) para o estudo dos f§cies me-
tamorficos e adaptada aqui para i1ustrar os principais 
tipos de metamorfismo. 
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-11-
CAPITULO 2 
CRISTALIZA~AO E RECRISTALIZA~AO 
0 termo recrista1iza~ao e empregado por muitos 
autores como Miyashiro (1975), Hyndman (1972) e outros indistin-
tamente para indicar a forma~ao de urn novo mineral ou reconsti 
tu-ic;ao de minerais pre-existentes. Neste no.s,so trabalho, o uso 
do termo recristalizac;ao. fica restrito unicamente a reconstitui-
c;ao. de minerais pre-existentes; sempre que fizermos referencia a 
formac;ao de urn novo mineral, empregaremos o termo cristalizac;ao 
de acordo com Spry (1976). A cristalizac;ao e controlada pela nu-
cleac;ao, processo que pode tambem ocorrer na recristaliza9ao.Co~ 
tudo na recristalizac;ao, a reconstituic;ao d9s graos minerais po-
de se desenvolver unicamente por coalescencia (recristalizac;ao 
por aglutina~ao),sem interferencia da nucleac;ao. 
A nucleac;ao, e o processo de formac;ao de minusculas 
unidades (nucleos ou genres) a partir dos quais, comec;a o . desenvolvi-
mento de urn determinado mineral. Tern inicio a partir de ions ou 
pequeno numero de atomos que se tornaram instaveis em alguma con 
figurac;ao. A nucleac;ao depende essencialmente da energia de ati-
· vac;ao, estrutura cristalina, presenc;a de agua ou outr~~ volateis 
e presenc;a de esforc;o. A energia de ativac;ao ~ a pr6pria temper~ 
tura do ambiente metam6rfico. A nucleac;ao e normalmente mais in-
tensa nas altas temperaturas, entretanto, deve-se levar em consi 
derac;ao que a partir de uma determinada amplitude termal, a nu-
cleac;ao comec;a a decrescer, porque a medida que a temperatura a~ 
menta, acelera a velocidade de crescimento dos graos, o que con-
corre para uma diminui~ao da capacidade de nucleac;ao. A estrutu-
ra cristalina e outro aspecto importante a ser considerado, vis-
to que os minerais com estrutura em tetraedros (Si0 4 ) isolados 
ou combinadas nas ·cadeias mais simples tern dificuldades para for 
marem nucleos. As presen~as de volateis,principalmente H2 0 e es-
for~os sao de significativa importancia como catalizadores 
rea~oes. 
das 
-12-· 
0 TAMANHO DOS GRAOS MINERAlS 
-0 tamanho dos graos minerais encontra-se direta-
mente ligado ao gradiente metam6rf i co, sendo portanto mais desen 
volvidos nas temperaturas mais elevadas . Nao obstante ser a tem-
peratura a razao principal de crescimento dos graos minerais, e-
xistem certos fatores como o tempo de atua9ao da temperatura, a 
granu!ometria e o poder de cristaliza9ao de certos minerais, os 
~uai s sao considerados de suma import&ncia no esclarecimento de 
certos aspectos. 0 tempo de atua9~o das altas condi96es energ~t! 
cas, explica o contraste entre a granu l a9ao fina dos hornfelses 
e a granula9ao grosseira em rochas do me tamorfismo regiona l. No 
metamorfismo de contato, as altas temperaturas perduram por pou-
co tempo, comparando aos longos periodOs de atua9ao desse fator 
no -metamorfismo regional. As condi96 es do metamorfismo de conta-
to s~o - portanto propicias a intensa nuclea~ao. J~ o metamorfismo 
regional de altas condi96es energ~ ticas, devido ao longo perio-
do de dura9ao des sas condi96es, favorece o desenvolvimento dos 
cristais. A granula9ao grosseira observ ada em alguns hornfelses, 
resulta ao q ue tudo ind i ca de atividades metassornaticas. A gran~ 
la9ao (tamanho e formas), exerce tamb~m uma influencia marcante 
no desenvolvirnento dos cristais. 
' . 
Tem-se por exemplo que num arenito quartzose ou 
num conglomerado quartzose, a recristaliza9ao e precaria quando 
comparada a urn chert, o nde a recristaliza9ao · ~ intensa. Urn outro 
exemplo bastante interessante ~ dado pela alternancia de carnadas 
de argilas (material muito fino) e silte. As argilas, altarnente 
reativas, desenvolvern os graos rapidamente, enquanto que os 
graos de quartzo e feldspato cornponentes dos niveis silticos tern 
urna recristaliza9ao lenta o que pode provocar uma inversao de 
granulometria. Assim sendo, as carnadas provenientes das argilas 
passarictm a uma granula9ao mais grosseira e os meta-siltitos pa~ 
sariarn a representar as camadas d e granula9ao mais fina.Tanto no 
caso do quartzo e feldspato dos dois exemplos, como no caso das 
argilas, 0 p roblema se relaciona a superficie de contato entre 
os graos, quanta maior a superficie de contato, maior sera o po-
der de rea9ao. No caso do quartzo do primeiro exemp l o uma maior 
superficie de contato resulta da g ranula9ao mais fina no chert. 
Ja no caso das a~gilas no segundo exemplo, al~m da s .ua granula-
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9ao rnais fina, concorre urn outro fator que ~ a forma plac6ide das 
micas seus cornponentes basicos. 
0 poder de cristalizaxao se refere a capacidade 
que certos minerais tern de se desenvolverern rnais do que outros.E~ 
tre os rninerais corn alto poder de crist.aliza9ao destacarn-se gran~ 
da, cordierita, estaurolita, cianita, andaluzita e clorit6ide. A-
credita-se que essa tendencia ao desenvolvirnento de grandes cris-
tais se deve a dificuldade de nuclea9ao desses rninerais, dificul-
dade esta resul tante ao que tudo indica do a'rranjo estrutural (si,!!! 
ples) ern suas estruturas cristalinas (Hyndman 1972). 
FOR~A DE CRISTALIZA~AO 
A forxa de cristalizaxao, foi considerada por Be-
eke 1903 (in Turner-Verhoogen 1963) como a for9a que o cristal 
desprende cont:r:-a o rneio circundante para desenvolver as suas faces .Mui 
to ernbora os cristais corn alto poder de cristaliza(;ao tenharn tam-
bern geralrnente elevada for9a de cristaliza9a0, deve-se ressaltar 
que esses terrnos encerrarn significados distintos, o prirneiro serefere ao desenvolvimento ern tarnanho e o segundo a capacidade de 
desenvolver as faces, fato que levou Eskola (1939 - in Turner Ver 
hoogen 1963) a propor o termo "energia de forma''. Todos os fato-
res · irnportantes no crescimento dos cristais, tais como baixa nu-
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clea9ao, condi96es fisico-quimicas,tempo de dura9ab d6' crescimen-
to e tensao superficial (energia de superficie) s~o igualmente 
significativos para for9a de cristaliza9ao ou energia de forma.En 
tretanto, nesta ultima, existe urn fator basico fundamental respon 
savel maibr por esta propriedade que e a densidad~ de empacotamen 
to molecular. Becke ap6s constatar a importancia da densidade de 
empacotamento molecular, estabeleceu 0 que ele chamou de serie i-
dioblastica para OS minerais metam6rficos. A serie idioblastica 1 
tambem chamada serie cristaloblastica segundo a ordem decrescen-
te de for9a de cristaliza9a0 e a seguinte. 
Titanita, Rutilo, Magnesita Breunerita,dolomita,albita 
hematita,ilmenita,granada Mica, clarita 
Turrnalina,estaurolita,cianita calcita 
Epidoto,zoisita Quartzo, Plagioclasio 
Piroxenio, hornblenda Ortoclasio, microclina 
--14-
Esta ordem de for9a de cristaliza9ao, foi ampli~ 
da de modo bastante racional por Eskola, (como veremos mais a -
diante) que estabeleceu a ordern de for9a de cristaliza9ao por 
classe de silicatos. 
Ao verificar que a ordem decrescente de for9a de 
ctistaliza9ao se corresponde corn a ordem decrescente de densida-
' 
de de empacotamento molecular, aspecto refleti~o de certo modo 
na ordem decrescente de peso especifico, Becke constatou a exis-
tencia de uma rela9ao direta entre esses dois fatores. Por esta 
re·la9ao, Eskola ( 19 39 1 in Turner Verhoogen (1963)) pode estabelecer 
a s eqUencia de for9a de cristaliza9ao entre os silicates corn ba-· 
se nas suas estruturas cristalinas. Assim sendo 1 os o r t os si -
licatos titanita, granada, estaurol i ta, cianita, minerais 
do grupo do epidoto, andaluzita, sillirnanita 1 vesuvianita,zircao 
e fo~sterita que se comp6em de tetraedros (Si 0 4 ) isolados ou fO£ 
mando as cadeias rnais simples, possuindo -portanto estruturas 
rnais densas, ocuparn o primeiro lugar. Seguem-se os inossilicatos 
unialinhados de cadeias simples (piroxenios) e os de cadeias du-
plas (anfibolios) 1 em terceiro, os filossilicatos (micas, clori-
tas, talco e cloritoide) onde os tetraedros se desenvolvem bidi-
rnensionalmente e por ultimo OS tectossilicatos . onde OS tetrae-
dros tern urn arranjo tridimensional Ex.:quartzo, feldsp~to e pro-
vavelmen~e ~ordierita. 
Urn outro aspecto a ser considerado, e que os mi-
nerals anisotropicos tern for9as de cristaliza9ao variaveis se-
gundo suas dire9oes cristalograficas,por Ex. as faces prismati -
cas de urn cristal de actinolita sao melhor desenvolv~das que as 
termina9oes basais 1 o que indica que a actinolita tern uma for9a 
de cristaliza9ao rnaior segundo as dire9oes das faces prismaticas. 
Deve ser e n t endido que urn melhor desenvolvirnento das faces de urn 
cristal ' lai depender tambem da for9a de oposi9ao imposta pelo 
meio, assim quando essa for9a e bastante elevada provoca 0 acha-
tamento ou de senvolvirnento prec~rio das referidas faces. 
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-15-
CAPITULO 3 
TEXTURA E ESTRUTURA DAS ROCHAS METAM6RFICAS 
A forma, dirnensao, orienta9ao e arranjo espacial 
dos graos rninerais sao respons~veis pelo aparecimento nas rochas 
de dois conjuntos de fei9oes distintas. Urn conjunto de fei9oes 
observaveis rnacroscopicarnente a nivel de afloramento ou arnostra 
• 
de mao, denorninadas de estruturas (Ex. estrutura xistosa, estrutu 
ra gnaissica etc) e urn outro conjunto de fei9oes geralmente so 
detectaveis ao rnicrosc&pio, denorninadas de textura (Ex.: textura 
granobl~stica, textura lepidoblastica). 
Existe algurna confusao com rela9ao ao emprego dos 
termos textura e estrutura entre os petrologos. Muitos autores co 
. rno Rosenbush, Michel Levy, Lacroix etc, consideram esses termos 
corn o sentido inverso do que foi dito (ou seja, as fei9oes macros 
copicas sao denorninadas de texturas e as fei9oes rnicroscopicas de 
estruturas). Ern verdade,trata-se apenas de uma questao de defini 
9ao e assirn se~do, n&s preferirnos seguir os crit~rios de Tyrrel e 
outros que considerarn os referidos terrnos, do modo como apresenta 
mos. 
Os fatores que irnpoern as rochas uma determinada 
textura ou estrutura s~o: o tipo de metamorfismo a que elas esti-
verarn subrnetidas e a natureza da sua rnineralogia. Ex. as estrutu-
ras xistosas e gnaissicas resultam da pressao dirigida atuando em 
rninerais corn tendencia a urna orienta9ao preferencial (Ex. micas , 
anfib&lios etc) . Entretanto, pressoes dirigidas de baixa a~plitu­
de atuando ern rochas desprovidas desses rninerais, podem conferir as r~ 
chas urna estrutura isotropa (rnaci9a), como eo caso de grande·parte 
dos granulitos. J~ urna pressao extrema atuando nesses rnesmos gra-
nulitos, provocaria o aparecirnento de urna estrutura bandada. Os 
principals tipos de estrutura encontradas nas rochas rnetarnorficas 
sao as seguintes. 
Bandarnento - Este termo, e utilizado para desig-
nar alternancia de carnadas de rninerais rnic~ceos ou ricas ern horn-
plenda e carnadas de rninerais quartzo-feldspaticas. 0 bandarnento 
--·16·-
pode resultar da propria estratificac;ao original da rocha pre-m~· 
tamorfica, pode ser produzido por diferenciac;ao metamorfica,vis-
to que quartzo e feldspatos podem migrar para zonas preferen-
ciais, afastando-se portanto dos constituintes maficos, e, pode 
ainda se originar devido a inje~6es magmaticas nas proximidades 
de intrus6es plutonicas. A aplica~ao desse termo e tambem atri-
buida a bandamentos metamorficos sem se considerar a _c9mposic;ao 
Ex.&andamentos em milonitos, bandamentos em gnaisses calcossili-
caticos etc. 
Xistosidade e Estrutura Gnaissica - A xistosidade 
se refere ao arranjo para1e1o ou sub-para1e1o dos ~inerais foli~ 
res (micas e cloritas) e/ou prismaticos (anfibolios), respons~ 
veis pelo desenvolvimento d e uma fissilid~de planar na rocha 
Ex. xistos,· filitos etc. A diferen~a entre xistosidade e estrutu 
ra gnaissica e que a estrutura gnaissica implica na presen9a de 
bandamento composicional. 
Clivagem - 0 termo e aplicado ~s rochas, para de-
signar uma estrutura planar penetrativa ou nao penetrativa. Mui-
tos planos de clivagem , encontram-se associados a planos axiais 
de dobramentos e se distribuem paralelamente a estes. A clivagem 
associada a urn plano axial de dobramento nao e penetrativa, 0 
1 
espa9amento (ou intervale de quebramento) e irregular 6'seu com-
portamento neste caio e semelhante a uma partic;ao. A clivagem aE 
dosiana . caracteriza uma estrutura penetrativa tipica. Essa cliv~ 
gem resulta geralmente da orienta<;ao planar paralela ou sub-par~ 
lela de minerais micaceos. Neste particular, poderia ser confun-
dida com a xistosidade o que alias muitos autores consideram co-
mo sin6nimos. Entretanto, existe uma pequena diferen<;a que deve 
ser levada em considerac;ao. Na xistosidade, a folia<;ao resultan-
te e mai::: grosseira, porque os minerais micaceos que se arranjam 
planarmente tern uma ~ranulac;ao mais desenvolvida, reflexo de urn 
metamorfismo mais intenso. Existem outros tipos de clivagem, mas 
para OS propositos deste nosso trabalho, nao pretendemos descer 
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a maiores deta1hes. Existe uma vasta bibliografia a re~peito do ., 1 
assunto e os interessados poderao consu1tar entre outros, Dennis :1 ! 
(1967-1972), Ramsay (1962), Hobbs, Means e Williams (1976) 
Siddan (1972) 
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-17-
Cliv~gem de Crenulayao - ~ uma clivagem que se 
desenvolve ao longo de uma superflciecrenulada (micro-dobrada). 
Neste caso, a folia9ao pre-existente s
1 
ao se tornar crenulada , 
provoca o aparecimento de transversais linhas de fraqueza ao 
longo das quais verifica-se o quebramento (ver figura 3). Essas 
transversais linhas de fraqueza se localizam nos flancos dos mi-
cro-dobramentos, os quais, quanto mais apertados mais favorecem 
o desenvolvimento deste tipo de clivagem. 
Lineayao - Caracteriza a distribui9ao de elemen-
tos lineares dentro dos corpos rochosos. Inclui o alinhamento de 
minerais prismaticos (ex. anfibolios, cianita, etc.), alongamen-
to de seixos e minerais como quartzo e feldspato, eixos de micro 
dobras, linhas de interse9ao de superflcie S, etc. 
Foliaqao - Este termo, e utilizado para designar 
qualquer tipo de orienta9ao planar tais como xistosidade, banda -
menta gnaissico, clivagem, enfim estende-se a todas as superfi-
cies S, independentemente da sua origem. Assim sendo, inclui tam 
bern o acamamento sedimentar e fraturas adjacentes, em sistemas 
subparalelos. 
Estrutura Maciqa - ~ tipica de rochas nas quais 
a aus~ncia da pressao dirigida concorreu para o nao ftlinhamento 
dos constituintes minerais. Seu aspecto e maci9o, co~pacto e en-
contra-se comumente em marmores, hornfelses, granulites, etc. 
Boudinage-~ uma estrutura.resultante de urn es-
foryo de compressao aplicado num pacote rochoso de litologias di 
ferentes e devido a diferenya de competencia (ductibilidade) en 
tre as rochas. Para que a boudinage possa se desenvolver, o an -
gulo entre o esfor9o de compressao e a camada de baixa competen-
cia deve ser grande (reto ou aproximadamente reto) . Quando a di-
ferenya de compet~ncia entre as camadas e pequena, verifica-se o 
aparecimento de leves estrangulamentos nas camadas menos compe-
tentes, contudo~ quando essa diferen9a e grande e o esfor9o apl! 
cado bastante intenso, provoca estrangulamentos extremes e rutu-
ras, fazendo com que a camada menos competente se mostre corn uma 
fei9ao semelhante a sucessivas "salsichas" ou rosario (ver fig. 
-18.!.. 
( c ) t b ) ( c ) 
Figura 3 - Ilustra9ao dos estagios de evolu9ao de uma clivagem 
de crenula9ao 
Figura 3.1. - Estrutura em boudinage associada a um dobramento 
. 
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-19-
3-l). o termo boudinagem vern de '"boudin" (salsicha em frances) e 
trata-se de uma estrutura que ocorre em diferentes escalas, sen-
do muito comum em camadas ou veios quartziticos encaixados em 
xistos. 
TEXTURAS 
Existem certas fei9oes como palimpseticas ou reli 
qqiares, fragmentadas, deformadas e maculadas; em que a aplica-
¥aO dos termos textura ou estrutura pode ser feito indistintamen 
te, visto que tanto podem ser observadas em afloramento ou amos-
tra de mao, como ao microscopic. Nos vamos considera-las com tex 
turas, unicamente para efeito de descri9ao, do mesmo modo que po 
deriamos te-las considerado como estrutura. 
As texturas re1iquiares ou palimpseticas, podem 
ser herdadas de rochas igneas ou sedimentares, para caracteri-
zar esses aspectos, utiliza-se o termo b1asto Ex. blastopo~firi­
tica, blastofitica para indicar texturas reliquiares igneas e 
blastopsamltica, blastopsefitica para indicar texturas reliquia-
res sedimentares. 
As texturas do metamorfismo dinamico, caracteri-
zam-se pelas feiyoes fragmentadas e deformadas, resul t'~.ntes de 
intensas pressoes dirigidas e cizalhamento reinantes nesse pro-
cesso. As texturas cataclastica e milonitica sao diferenciadas 
pela foliayao, assim, a textura mi1onitica implica na presenya 
de foliayao, feiyao considerada ausente na textura cataclastica. 
As texturas cataclastica e milonitica sao definidas ~m funyao 
das percentagem entre a matriz e os porfiroclastos (graos maio 
res que persistem na matriz fina}. Essas texturas ficam defini-
das quando a percentagem de porfiroclastos encontra-se entre 10 
a 50%; para urn teor de porfiroc1astos inferior a 10% a textura e 
denominada de u1trami1onitica. A textura mortar (tambem chamada 
textura em · moldura) , caracteriza-se pe1a presen9a de porfiroc.la~ 
tos envo1vidos por graos microcrista1inos. Os graos mais finos, 
sao da mesma composi9ao dos porfiroclastos e resultararn do seu 
trituramento (fig. 3-2a). Sombra de Pressao e Orla de Pressao 
A sombra de pressao, e :J;"epresentada por graos minerais que se 
distribuem de modo a formar uma area aproximadamente elipsoidal 
-20-
Figura 3.2. - Quadro Ilustrativo das Principais Texturas Metam6rficas 
a. mortar b. sombra de pressao c. orla de pressao d. Kink Band 
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e. dobra em chevron f. granoblastica granular g. granoblastica r:oligonal f .. - ~ 
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h. granoblastica decussada j. helecitica i. poiquiloblasto 
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k. bola de Neve m. fragmentada 
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-21-
em torno de urn obstaculo (no caso urn cristal pre-existente) A 
textura na regiao de sombra e diferente da textura da rocha, PO£ 
que esses locais SaO protegidos da deforma9a0 pela presen9a des-
ses cristais. Desse modo, podemos ter por exemplo a presen9a de 
quartzo granular e grosseiro, enquanto nos outros pontos da ro-
cha esse mineral aparece fino e alongado. Nos pontos de sombra,a 
folia9ao se amolda envolvendo a aml;>ps, cristal e sombra fig. 3-
2b. A diferen9a entre orla e sombra de pressao, e que a orla de 
pressao normalmente apresenta quartzo lamelar e tanto o quartzo 
COinO OS demais minerais que compoem a sombra, encontram-se rela-
cionados com as bordas do cristal fig. 3-2c. Kink Band - e urn 
tipo de dobramento cuja fei9ao marcante sao os flancos retos e 
zonas de charneira estreitas. Trata-se de uma textura (ou estru-
tura) que pode ocorrer em rochas ou minerais isolados, sobretudo 
os minerais com clivagem proeminente como mica, clorita, cianita 
etc. fig. 3-2d. Se as dobras sao simetricas e OS flancos aproxi-
madamente de mesmo tamanho, a estrutura e conhecida geralmente 
como- dobra em chevron, fig. 3-2e. A estrutura ern kink band nas 
rochas, indica urn estagio de deforrna9ao em baixa temperatur~, e~ 
quanto que nos rninerais, nao se t~m certas informa9oes a serem 
tiradas. Mesmo assim, fazendo-se uma malha de amostragem, pode 
se indi viduali ·zar areas on de a deforma9ao se veri ficou em baixas 
temperaturas ou em temperaturas mais elevadas. Textura Lepido-
blastica - resulta da abundancia de minerals foliares (micas e 
cloritas) e prismaticos (anfib6lios principalmente) di~tribuidos 
segundo uma orienta9ao planar paralela ou s~b-paralela (ex. as 
-rochas com estrutura xistosa). Se os constituintes planares sao 
representados basicamente por prismas ou fibras, a textura passa 
a denominar-se nematoblastica, ex. alguns anfibolitos e gnaisses 
anfiboliticos. 0 termo granoblastica, e aplicado as texturas nas 
quais OS minerais sao aproximadamente equidimensionais e nao t~m 
uma orienta9ao preferencial (ex. as rochas corn estrutura rnaci-
9a). A textura granoblastica pode s~r granular, poligonal e de-
cussada.·Quando granular, os graos sao xenoblasto s e aproxirnada-
mente equidimensionais (fig. 3-2f), na po ligonal, os graos t~rn 
a forma de urn poligono, muitos deles corn cinco ou seis lados, 
o limite entre os graos e reto e as linhas de limite se encon-
trarn num ponto triplice formando angulos de 1209. Essa textura 
pode ser encontrada ern hornfelses, marrnores e quartzitos fig. 
3-2g). Na textura decussada (fig.3-2h), os cristais tendern a 
-22-
ser prism~ticos sub-idiobl~sticos e orientados ao acaso. As ro-
chas de metamorfismo de cantata com bastante minerais plac6ides 
podem apresentar essa textura Ex. biotita hornfels. 0 termo por 
fiiroblasto, ~ aplicado aos graos minerais mais grosseiros que 
se desenvolvem numa matrizmais fina, dando origem a textura 
porfirobl~stic~. Sua apar~ncia ~ semelhante a textura porfirit! 
ca das rochas igneas e segundo Spry (1976), a propor9~0 do di~­
metro de urn porfiroblasto para os minerais da matriz deve ser 
de ~ a 10 para 1 (urn) . 0 numero de minerais com tendencia ao 
desenvolvimento de porfiroblastos ~ muito pequeno, entre eles, 
os principais sao: granada, cordierita, estaurolita, andaluzi 
ta e cianita. Essa tendencia e con t rolada pela baixa capac ida-
de de nuclea9~0, assim, esses minerals se desenvolvem em torno 
dos poucos nficleos j~ existentes ao inv~s de formarem novos nu-
cleos. A forma euh~drica · ou anedrica dos porfiroblastos segun-
do Hyndman (1972), encontra- se relacionada a sua velocidade de 
crescimento. Os porfiroblastos -euhedricos, tiverarn urn crescimen 
to lento, enquanto que os an~dricos cresceram mais rapidarnente. 
Quando os gr~os maiores das rochas metarn6rficas contern urna cer-
ta densidade de inclusoes, eles sao denominados de E_Oiquiloblas 
tos. Sua aparencia ~ sernelhante a urna esponja (fig. 3-2i) e as 
inclusoes podern ou n~o ser orientadas. Da presen9a desses gr~o~ 
resulta a textura poiquilobL~stica, que quando formada por in-
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peneira" . Essas inclusoes s~o normalmente de fases s61idas em 
minerais aluminoses como granada, cordierita, estaurolita etc. 
0 fenomeno pode ser explicado do seguinte modo: Esses rninerais 
contem bastante aluminio, os ions do aluminio s~o pouco rn6veis, 
entao se esses minerai~ crescem nurna regiao corn pouco aluminio, 
.. 
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como por ex. numa carnada quartzosa, mas que existe sempre mate- 1 t 
rial pelitico circundando o material guartzoso, as cristais re- . ' 
sultantes n~o ser~o continuos e apresentar~o bastante quartzo 
como inclusao. A textura helicltica - caracteriza-se pela pre-
sen9a de inclusoes alinhadas ou encurvadas em ceftos minerais 
como granada, estaurolita, albita, andaluzita e clorit6ide. As 
inclus6es, s~o aqui representadas por elementos estruturais da 
rocha matriz mais antiga Ex. xistosidade, bandamento etc. A es-
trutura da rocha pr~-existente ~ portanto preservada dentro do 
cristal (fig. 3-2j). Na_ te~tur~_em bola de neve __ (Snow ____ !?alJ:.L_ 
~uito comurn ern granadas~ os cristais encontram-se rotados de 
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-23-
tal modo que as inclusoes desenvolvem a forma de uma espiral si-
rnetrica tal como se observa na fig. 3-2k. A fei<;;ao das inclusoe~ 
assemelha-se a um _?. e segundo Spry (1976), o termo 11 rotado" e 
utilizado nao como simples sinonimo de rotacional, mas para indi 
car que a rotayao ocorreu simultaneamente com a deforma<;;ao que 
por sua vez e contemporanea com o crescimento do cristal. As tex 
turas heliciticas e bola de neve (Snow ball), sao de significa-
tiva importancia na deterrninat;;ao das rela<;;oes entre fases de de-
f~rma<;;ao e crescirnento dos cristais, como v~rernos mais adiante. 
A textur~ maculada - deve-se essencialmente a tend~ncia que cer-
tos minerais tern para forrnar porfiroblastos, como e 0 caso de 
andaluzita, cordierita etc. As rochas de baixo grau do metamor-
fismo regional tais como ardosias e filitos, quando reaquecidas 
incipientemente devido a proximidade de algum pluton, tendem a 
desenvolver porfiroblastos desses minerais, ·os quais aparecern 
sob a forma de manchas. Essas manchas, podern ser tarnbem represeQ 
tadas por impurezas outras e, materia organica, notadamente car-
bonosa a qual aparece as vezes ja sob a forma de grafite, ou a-
gregados rnicrocristalinos caracterizando o estagio embrionario 
da cristaliza<;;ao. Na textura denorninada coroa de rea~ao, urn novo 
mineral se desenvolve envolvendo urn outro cujas condi<;;oes para 
sua estabilidade ja nao existern (Ex. actinolita ern torno de au-
gita). Essa textura, encontra-se comurnente no processo de diafto 
rese. ' ' -.-
RELA~OES ENTRE AS FASES DE DEFORMA~AO E CRESCI -
MENTO DOS CRISTAIS (CRISTALIZA<;J\0/RECRISTALIZA<;J\O) 
A presen<;;a de porfiroblastos, poiquiloblastos(c~ 
muns ou heliciticos) e poiquiloblastos com textura "bola de ne-
ve", e da· rnaior importancia para se deterrninar a rela<;;ao existen 
te entre as fases de deforrnagao e o crescirnento dos cristais. o 
crescirne nto de urn porfiroblasto ou poiquiloblasto pode ocorrer 
antes, durante ou apos a fase de deforma<;;ao~ Para caracterizar 
esses estagios, dizernos que esse desenvolvirnento e pre, sin 
pos-tectonico. 
ou 
Na cristaliza<;;ao pre-tectonica, uma das feiyoes 
mais tipicas para sua identificayao,e a presen<;;a de sornbra de 
-24-
~ress~o ou orla de press~o, vista que neste caso, os cristais re~ 
presentam obst~culos rigidos que j~ e x is t iam antes da deforma9~0 
outras fei96es inerentes a esse est~gio s~o: presen9a de textu-
ra mortar, deforma~~o na gemina9~0 do plagiocl~sio (fig. 3-2 l), 
cristais fragmentados (fig. 3- 2 m), textura em kink-band e lame-
las de deforma9~o (encurvame nto em minerais placosos au lamina 
res) . 
Cristaliza~~o Sin-Tect6nica - Muitas fei96es do 
I 
metamorfismo regional tais como o alinhamento de anfibolios,alon-
gamento de quartzo e arranjo planar das micas (xistosidade) sao 
consideradas c o mo resultantes de uma cristaliza9ao simultanea com 
a deforma~ao. Entretanto, uma das fei96es de maior relevancia n a 
identifica9~0 desse _est~gio, e a presen9a de cristais rot ados 
(textura em bola de ne ve) ·em rela9~o a folia9ao. Esse e urn aspec-
to cpmumente observado em certos mi nerais como granada e estauro-
lita. Muitas vezes, nao e facil a identifica9ao das estruturas 
tipo £ (bola de neve), por isso, torna-s e necess~rio que se exami 
ne urn certo numero de cristais. A identifica~ao da textura "bola 
de neve'' depend~ da orienta9~0 do corte na s ec~ao delgada. Assim 
sendo, uma sec9ao delgada cortada perpendicular ao eixo de giro 
do cristal, apresentaria as inclus6es em forma de ~' contudo,para 
urn corte inclinado, a forma mostrada seria) (, 1 I, ) , dependen-
, ' 
do do §ngulo de inclina9~0 do corte. Por isso, Spry (1976}~ suge-
re que quando as inclus6es £ n~o aparecem, mas e xistem diividas 
se o crista! e ou n~o sin-tect6nico, que essas duvidas sejam des-
feitas com observay6es em plati na universal. A figura 3-3, ilus-
tra toda uma seqUencia do desenvolvimento da textura "bola de ne-
ve'' em granada outras duas fei96es de cristalizay~o sin-tect6ni -
ca, encontram-se ilustradas pelos cristais 5 (cinco) e 8 (oito)da 
figura 3-4, discutida no final deste capitulo. 
A cristalizay~O pos~tect6nica, e urn fenomeno co-
mumente observado em muitas rochas. Acredita-se inclusive que a 
presen~a de certos minerals como kiastolita, cianita e cloritoide 
seja quase que inteiramente restrita a esta fase. 0 conjunto das 
fei~6es que caracteriza esse estagio e representado par textura 
. helicitica, poligonizay~o de cr i stais cur vados, ressalto da folia 
9~0 pelo crescimento de cristais mimeticos, substitui~ao de mine 
rais precocemente formados, originando ps e udomorfos e desenvo lvi-
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Figura 3.3. - SeqUencia do desenvolvimento da textura Bola de Ne-
ve (Snow Ball) em granada. 
Deforrna<;ao 
Cristaliza<;ao 
Deforma<;ao que 
resulta num gi 
ro relativo-
dos porfirablastos 
Cisalharrento prro, 
perpendicular a 
xistosidade 
Crenula<;ao 
Pos-Cristalino Sin-Cristalino Pre-Cristalino 
... 
Pre-Cinematico Sin-Cinematico Pos-C .. fnematico 
Figura 3.4. - Rela<;6es nos diferentes estagios Deforma<;ao/Crist~ 
liza<;ao (Zwart 1962) 
-26-
mento de cristais idioblasticos. Os porfiroblastospas-tectonicos 
crescem em cima da folia9ao sem perturba-la e muitas vezes absor-
•.. ·· 
vendo-a e resguardando-a no seu interior. A poligoniza9a0 e urn 
-sao · processo de recupera9ao do cristal. No caso das micas, que 
arqueadas nas regioes de dobramento, sua reconstitui9ao e 
ciada pela presen9a de cristais em contatos angulares (ver 
3-5 e 3-6). A poligoniza9ao, e comum tambem em quartzo, o 
de nun-
figs. 
qual 
e do mesmo modo deformado e recristalizado, mas neste caso, nao 
I 
se formam os contatos angulares, visto que o quartzo tern habito 
granular. Seu aspecto e denunciado pelo que se denomina de sub-
graos, dentro de uma massa maior de quartzo. A cristaliza9ao mime 
tic~ e urn proceSSO em que a dimensao e/OU orienta9a0 dos minerais 
tardios e controlada por minerais pre-existentes. 0 efeito pode 4 
ser por simples pseudomorfismo, por velhos cristais influenciando 
na fiuclea9ao de novo~ Ex. recristaliza9ao de · micas paralelas em 
agregados orientados ao acaso (transforma9ao de xisto . em hornfel~ 
ou pela orienta9ao dos velhos cristais controlando o crescimento 
de novos minerais Ex. alongamento de micas e anfibolios ao longo 
de bandamento ou outra folia9ao pre-existente. 
A figura 3-4 (Zwart 1962} relaciona no tempo os 
estagios entre as fases de deforma9ao e cristaliza9ao. A deforma-
9ao resultados tres seguintes mecanismos. Deslizamento, cizalha-
mento e dobramento (crenula9ao), e, para cada tipo de derorma9ao 
tem-se uma f~i9ao diagn6stica dos estagi~s pre, sin e pas-tectoni 
co registrada na rela9ao entre a folia9ao e o porfiroblasto. As 
rel·a9oes sao portanto estabelecidas com base nas folia9oes Si e 
Se (respectivamente interna e externa ao crista!). Paracuma me 
lhor compreensao no caso dos cristais pre-cinematicos, admite- se 
que uma folia9ao ja se encontrava presente na rocha antes da de-
forma9ao, do contrario,as inclusoes nao apresentariam orienta9a0 
preferencial. Os cristais pre-tectonicos se impoem a folia9ao pro 
vocando o seu . desvio, fato que tambem ocorre com os cristais sin-
tectonicos mas nestes ultimos, 0 desvio e menos intenso e a folia 
9ao interna ao cristal encontra-se perturbada, fato que nao ocor-
re com os primeiros, os cristais pas-tectonicos se amoldam tran-
qfiilamente ~ folia9ao sem perturba-la e absorvendo sem nenhurn des 
lize o seu contorno. De modo geral, essas rela9oes por si so 
bastante compreensivas,o caso da textura "bola de neve" 
-sao 
Snow 
ball) ja foi explicado, resta-nos apenas algumas considera9oes so 
.,..27-
bre os casas 5 (cinco) e 8 (oito) . Nesses cristais (sintect5ni -
cos) as . inclus6es s~o aproxirnadarnente retas . no centro, tornando-
se progressivarnepte encurvadas a medida que se aproxirnarn das 
bordas. 0 fen5rneno pode ser explicado do seguinte modo. Quando 
o cristal corne9ou a se desenvolver, a deforrna~~o encontrava- se 
nurn estagio excessivarnente lento, tendo se acentuado posterior-
mente, par isso, as linhas de inclusoes inicialrnente englobadas, 
encontrarn-se rnenos perturbadas. 
As naves rela9oes apresentadas por Zwart, sao da 
rnaior importancia para solucionar problemas em areas metamorfi -
cas. Entretanto, sua aplica9~o deve ser feita com rnuito cuidado, 
porque na natureza alern de cornbina9oes podern ocorrer casos tran-
sicionais. Desse modo, urn rnesrno porfiroblasto pode por exemplq 
apresentar urn riucleo pre-cinematico, uma borda sin-cinematica e 
ter parado o crescimento antes da deforma9~0 terrninar. 
Figura 3.5. Seqtiencia do desenvolvimento 
de poligoniza9~o.A,rnica en-
curvada; B,nuclea9ao e C, es 
t~gio final da recristaliza~ 
<;ao. 
Figura 3.6. Urn exerrplo mais 
arnplo do prcx:::es 
so da poligoni ~ 
za9a0 (Spry 
1976) . 
-28-
CAPITULO 4 
CLASS IFICA(:AO DAS ROCHAS ME'l'AM6RFICf..S 
A nomenc latura das rochas metam6rficas, tern por 
base certos aspectos relacionados diretarnente com a rocha, tais 
com~ o fabric, a composi9~0 mineral6gica, a composi9~o qulmica 
e o ambiente de origem. Por isso, su~ classifica9~0 e bern mais 
simples que a classifica9~0 das rochas igneas que na maiori.a das 
vezes faz uso de termos que nao tern nenhuma rela9~o com o tipo 
petrografico em questao, como e o caso do nome derivado da loca-
lidade onde a rocha foi encontrada pela prirneira vez (uma cons-
tante na classifica9ao ignea ). Alem do mais, os aspectos que fa·-
zem com que uma rocha iqne a mude de nome sao. muito sutis, como e 
o caso da natureza do piroxenio, presen9a de anfib6lio, a basici 
dade do.plagioclasio etc. Esse aspecto, concorre para multipli:c!_ 
dade de nomes, fazendo com que a nomenclatura das rochas < 1gneas 
acumule Uffi grande numero de termos, OS quais geralmente nao ;r:e-
tratam nenhuma caracteristica observada na rocha. 
A Classifica9ao Estrutural - se fundamenta no 
fabric (textura, estrutura) da rocha e ocupa um espa90 bastante 
amplo no quadro das classifica96es, visto que a maiorik~ das ro-
chas metam6rficas s~o classificadas segundo a sua est:r.:utura. Na 
classificay~O estrutural, e necessaria apenas aprender OS names 
dos grupos rochosos e adicionar ao nome do grupo, ·certos aspec-
tos da composiy~o mineral6gica. A disposiy~~ dos minerais em re-
lay~o ao nome do grupo, segundo Winkler (1976) deve ser feita 
de tal modo que os minerais de maior conteudo ocupem 
mais pr6ximas do nome da rocha Ex. granada~quartzo-biotita xis~ 
to, indica que a biotita ~ o mineral de maior conteudo na rocha, 
enquanto granada tern a menor percentagem. Para que o mineral fi-
gure ao lado do nome da rocha, e necessaria que sua percentagem 
seja superior a 5%. Quando se deseja fazer referencia a urn mine 
ral considerado importante, mas que seu conteudo e inferior a 
5%, coloca-se ap6s o nome da rocha a palavra "com'', seguida do 
mineral considerado Ex. sillimanita-granada-biotita xisto com 
cordierita. Quando o quartzo excede o teor das micas em rochas 
xistosas, emprega-se a denominay~o quartzo- mica xisto ou quartzo 
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-29-
~ilito. De acordo com os grupos rochosos metam8rficos existente~, 
tem-se a seguinte classifica<;;ao estrutural. 
Ardosias - Sao rochas com estrutura planar perfel 
ta (clivagem ardosiana) e com uma granula<;;ao muito fina, origina-
das por metamorfismo regional de paixo grau em sedimentos finos 
tipo argila, silte, tufos etc. Como aspecto mineralogico marcan-
·te, tem-se a riqueza em micas brancas, mas como a granula<;;ao da :r:9. 
Gha e muito fina, devido ao baixo grau de recristaliza<;;ao/cristaliza<;;ao, ate 
mesffio as micas com toda sua abundancia, na maioria das vezes sO 
podem ser detectadas ao microscopio. As ardosias com freqtiencia 
encontram-se limi tando areas me·tamorficas e nao metamorficas e 
·com o aumento do grau metamorfico, pode haver toda urna seqUencia: 
ardosia - fili to xi sto gnaisse. As ardosias mos-
queadas (maculadas ou manchadas), resultam ~e metamorfismo de 
contato incipiente o qual provoca o aparecimento de porfiroblas-
tos (normalmente sob a forma de marichas) de minerafs novos Ex. 
cordierita, andaluzita etc. 
Filitos - Sao rochas xistosas de granula<;;ao fina, 
p:Jrem, devido ao grau de recristaliza<;;ao/cristaliza<;;ao ser :rrB.is consideravel 
que nas ardosias, alguns minerais ja podem ser identificados ma-
croscopicamente. 0 contefido de filossilicatos geralmente ultra-
passa os 50%. A granula<;;ao nos filitos e mais grossa que nas ar-
dosias e mais fina que nos xistos e as manchas ou macul'~-s ( fili-
tos mosqueados) podem estar presentes. A caracteristica macrosco-
pica mais marcante nos filitos, e o brilho sedoso observado nos 
planos de xistosidade e devido ao born volume de sericita e clari-
ta. 
Xistos - Sao rochas de granula<;;ao media a grossa 
e forte orienta<;;ao planar e linear, originadas em estagios meta 
morfico superiores ao dos filitos. Certos xistos com bastantequartzo e feldspato, tornam-se ~s vezes urn problema quanto a cla~ 
Sifica<;;aO, isto e, Se se enquadram entre OS XiStOS propriamente 
ditos oq se ja se tratam de gnaisses. Grande parte dos autores to 
mam por base o bandamento; assim, as rochas com alternancia de 
bandamento quartzo-feldspatico e minerais maficos, sao classifica 
dos como gnaisses. Outro criteria importante e muito utilizado 
foi estabelecido em simposio realizado na Austria (1962) e tern 
--30-: 
por base, o teor de feldspato na rocha. As rochas com mais de 
20% de feldspato sao classificadas como gnaisses, enquanto as 
rochas corn teor inferior a 20% sao classificadas como 
Winkler (19j6) admite que um~gnaisse geralmente , cont~m 
xistos. 
volume 
de feldspato superior a 20%, mas na sua opiniao o rnelhor crit~­
rio par~ se estabelecer a diferen~a entre urn xisto e urn gnais-
se, reside no f~brica. Por isso, ele adotou o crit~rio estabele 
cido por Wenk (1963) e que diz o seguinte. :'Quando golpeadas 
corn urn martelo, as rochas de f~brica x~stosa (xisto} se partem 
perfeitamente segundo "S" em laminas de 1-10 rnm de espessura, 
_ou paralelas a lineac;;:ao em finos bastoes", os gnaisses se cli-
varn em laminas mais espessas. 
Gnaisses - Sao rochas de granulac;;:ao m~dia a gros 
sa e corn e~trutu~a gnaissica. Sua ~istosidade ~ pouco desenvol-
vida, devido a predorniriancia dos minerais quartzo e f e ldspato. 
-
Nos gnaisses, a caracteristica rnais rnarcante, ~ a estrutura ban 
dada. 
Granulites - Sao rochas de textura granobl~stica 
e estrutura rnaci~a ou gnaissica. Sua granulac;;:ao ~ vari~vel e 
cornpoem-se de feldspatos podendo OU nao center quartzo e OS rna-
ficas presentes sao geralmente anidros, contudo, anf~b&lio ~ 
·,: > 
biotita pardos, podern estar presentes. Os feldspatos sao predo-
minanternente rnesopertita e plagiocl~sio. (~s vezes antipertiti-
co). Os granulites se formam ern arnbiente onde PH 0 < < Pcarga 
mostrarn freqlientes bandarnentos e em sua rnineraloJia, alern dos 
rninerais citados, encontrarn-se: granada (piropo-alrnandina), or-
topiroxenio (principalrnente hyperstenio), clinopiroxenio (serie 
diopsidio-hedembergita), sillimanita ou cianita, cordierita, 
forsterita (nos tipos mais c~lcicos) e wollastonita. Os deta 
lhes da classifica~ao dos granulites, serao abordados no capit~ 
10. 
Hornfelses ou Cornubianitos - S~o rochas de gr~ 
nulac;;:ao fina a m~dia e textura granobl~stica, ·podendo tambem 
conter porfiroblastos. 0 termo tactito (escarnito) se refere a 
hornfels que sofreu metassomatisrno. Nesse tipo, desenvolve- se 
urna associac;;:ao de rninerais calcossilic~ticos com epidoto, diop-
sidio, grossularita, vesuvianita, wollastonita etc. Nos tacti-
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tos, a granula9~o e normalmente fina a m~dia raramente 
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grosse!_ 
Milonitos e Cataclasites - S~o rochas que geral-
mente ~stiveram subm~tidas aos efeitos de falhamentos, e 1 cuja 
caracteristica marcante e a redu9ao dos seus graos minerais ( em 
rela9a0 as partes adjacentes nao af~tadas) devido a deslizamento 
e cizalhamento. Reconhecer at~ que ~ponto a redu9ao resulta do 
trituramento mecanico (cataclase) OU de deforma9a0 plastica (ci-
zalhamento) nao e facil. Entretanto, nao existem duvidas de que 
o primeiro processo predomina em ambientes de baixas temperatura 
/pressao e alta velocidade de deforma9ao e o segundo em arobien-
tes de altas temperatura/pressao e baixa velocidade de deforma -
9ao. 0 deslizamento e responsavel pela cataclase (:i:rituramento 
mecanico dos graos) e 0 cizalhamento responde pela ~- .deforrnayaO 
plastica·. 
Antigamente, a diferen9a entre milonito e cata-
clasito era feita com base na granula9ao, e, o termo milonito de 
finia as rochas mais finas, sendo que as ultrafinas eram denomi-
nadas de ultramilonito. Esse criteria era bastante problematico, 
vista que nao estabelecia limites para se quantificar 0 grau da 
redu9ao. 
Os conceitos mais modernos, tomara:rrl :como fator 
de diferenciac;,::ao para essas rochas, a folia9ao (bandamento)_, es 
trutura admitida como restrita aos milonitos. Assim, as rochas 
bandadas sao classificadas como milonitos, enquanto que as ro-
chas sem bandamento definem as cataclasites. Essa nova concep9ao 
se fundamenta num cri terio mais paupavel, par is so, · : ' torna- se 
mais compreensiva. Os cataclasites assumem agora a mesma amplitu 
de dos miloni tos em te.rmos de granula9ao, assim, do mesmo modo 
que uma rocha ultrafina e bandada, resultante das condi96es ja 
comentadas definem urn ultramilonito, uma rocha ultrafina sem 
bandamento caracteriza urn ultracataclasito. A figura 4, mostra 
com base nas percentagens entre matriz e porfiroclastos os limi 
tes de urn milonito e de urn cataclasito. 
Filonitos- Sao r6chas originadas em zonas de fa-
lhamento~ mas que sofreram retrometamorfismo, diferindo portanto 
NATUREZA DA MATRIZ PERCENTAGEM DA MATRIZ--~ 
Fraturada,possivelmente Com 0-lO% 10-50% · 50-90 % 90-100% >-------------------·· 
corn recristaliza<;ao,po- Foliac;ao Prot:omilo Ul.trarnilo-rem de granulornetria fi 
Brecha nito --- M:Llonito n.i.to rnuito fin a -na a 
Tectonicc: 
Pro t oea- Catacla Ultracata-Maci<;o taclasito sito cla.sito ~ . -
Com recristalizac;ao eviden: 
te, granulcrre tria fina a rre B L A s T 0 t-1 I L 0 N I T 0 1 
dia 
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Vitrea c . - . P o E U D 0 T A Q U I L I T u j 
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Figura 4 - Quadro ilustrativo das rela<;6es e ntre as perc entagen s 
matriz/porfiroclastos nas rochas do metamorfismo dina 
mico e sua respectiva nomencla t ura (Tr ouw 1981-inedi-.:::-
to) . 
dos cataclasitos e milonitos por apresentarem cristaliza<;ao de 
novas minerais (mica, clarita, albita e epidote). Tanto pela as-
socia<;ao mineralogica como pela estrutura xistosa, se assernelham 
a verdadeiros filitos, deles diferindo quanta ao pro~esso de for 
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ma<;ao e por se originarem de rochas mais grosseiras. 
Classificaxao Mineralogica - Muitas rochas meta-
morficas tern na sua mineralogia, a caracteristica mais marcante, 
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por isso, a composi<;ao mineralogica foi tomada como base para 
classifica<;ao. Observando-se o conjunto de rochas que passamos a 0 
descrever, verificamos que elas se compoem de uma miner alogia 
bastante simples e tipica o que facilita sobremaneira a sua clas 
sifica<;ao. 
Quartzites - Sao rochas formadas basicarnente per 
quartzo recristalizado, podendo conter algum teor em mica (mica 
quartzite) e algum teor em feldspato (feldspato quartzite). Se 
gundo Winkler (1976), urn quartzite deve canter mais d e 80 % de 
quartzo. Os quartzites, sao originados por metamo rfi s mo 
nRJ. ou cte co~tato ou a i nda por processo diagen~ti co . 
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-33-
Marmores - Sao rochas compostas quase que exclu~ 
sivamente por calcita e/ou dolomita e originam-se por metamor ... 
fismo regional ou de contato de sedimentos calcarios. 
Anfibolitos - Os anfibolitos cornpoem-se basiea 
mente de hornblenda e plagioclasio, apresentam uma granulaQao 
media a grosseira e sao produtos de metamorfismo regional de 
grau media a elevado de rochas igneas basicas ou alguns sedime~ 
tos calcarios impuros. 0 alinhamento de prismas de anfibolios e 
responsavel por freqtientes linea9oes observadas nessas rochas. 
Eclogites - Sao rochas raras, forrnadas a tempera 
turas bastante variaveis, mas exclusivamente de altas press5es. 
Como caracteristicas marcantes, os eclogites apresentam uma den 
sidade elevada . (3 a 3,5) e urna mineralogia tipica formada basi-
camente pela associa9ao onfacita-granada (piropo-almandina) .Sria 
densidadee sobretudo urn reflexo das altas pressoes, que sao 
as mais elevadas encontradas nos ambientes rnetamorficos. Volta-
remos a £alar de eclogites no capitulo 10. 
Serpentinitos - Sao rochas constituidas por mine 
rais do grupo das serpentinas e originadas por metassomatismo 
(principalrnente hidrataQao) de dunitos e peridotites. Contern 
normalmente talco e clarita e apresentarn uma coloraQao predomi-
nanternente esverdeada. ',; . 
Quanto a composiQaO quirnica, as rochas rnetamorfi 
cas foram classificadas nas seguintes classes quirnicas. 
1. Aluminosa - Derivada de sedimentos peliticos 
e que resultarn na seqll~ncia metapelitica ard6sia - filito - xis 
to aluminoso. p 
2. Silicosa - Derivada de arenito quartzose e 
que dao como resultado os quartzites puros ou corn pequenos teo-
res de outros minerais. 
3. Quartzo-Feldspatica- Derivada de arenite ar-
cosiano OU rochas igneas acidas, dando como produto OS gnaisses 
e xistos feldspaticos. 
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-34- · 
4. Carbonatica - Deri vada de sedi-mentos calcario_s , 
podendo canter quartzo e minerais argilbsos como impureza e cujas 
rochas resultantes sao OS marmores calcitiCOS OU dolomitiCOS. 
5. Calco-silicatada ou Calcio-Silicatada- Deriva-
da de sedimento misto, conte ndo material silicoso, aluminoso e 
carbonatico. As rochas resultantes sao caracterizadas por uma 
ampla associa9ao de minerais calcio-silicatados como diopsidio,e-
pidoto, gran~da, vesuvianita, escapolita, tremolita, etc. ao la-
do de quartzo e c a lcita Ex. tactito. 
6. Basica ~ Derivada de rochas igneas basicas a 
semi-basicas e alguns sedimentos tufaceos ou margosos irnpuros. As 
rochas resultantes sao os anfibolitos e os clarita actinolita xis 
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7. Magnesiana- Derivada de rochas igneas ultraroa- i -
ficas (dunito, peridotito e piroxenito) e alguns sedimentos magn~ 
sianos. As rochas resultantes sao os serpentinitos, esteatitos(ro 
chas constituidas quase que exclusivamente por talco)_ e os xistos 
magnesianos constituidos por clarita magnesiana, tremolita e anto 
filita. 
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8. Ferri fer a - Deri vada de sedimentos arenosos ri.,-
cos em ferro. As rochas res ultantes sao quartzitos ferriferos co-
mo os que ocorrem em Itabira (MG). Associado a essas rochas, ~ c2 
mum 0 desenvolvimento de orto-anfibolio da serie curningtonita-gru 
nerita. 
9. Manganifera- Derivada de sedimentos ricos em 
manganes, tendo como produto, as rochas do tipo gondito. 
Existem certos grupos rochosos, cuja classi~ica9ao 
~ feita com base no ambiente de origem (classifica9ao gen~tica). 
Enquadrarn-se nesta categoria as rochas do metamorfismo dinarnico, 
cuja nomenclatura descende de urn ambiente particular, que sao as 
zonas de falhai os hornfelses, termo generico aplicado a todas as 
rochas do metamorfismo de contato, e granulitos, rochas que 
sua origem ligada a ambientes onde P 0 << P H2 carga 
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'-' A classificayao das rochas metamorficas, ·· faz uso 
tambem de certos prefixos para i~dicar a natureza preterita das 
rochas ou de familias rochosas. Desse modo, utilizam-se os prefi-
xes meta, orto e para Ex. meta-arenito, metagrauvaca, meta- basi-
to, para indicar que esses tipos petrograficos foram afetados por 
metamorfismo de baixo grau. 0 prefixo 11 para 11 indica que a -. .. rocha 
rnetamorfica, descende de uma rocha sedimentar Ex. paragnaisse~ pa 
ra-anfiboli ·to, enquanto que o prefixo 11 orto" indica que a rocha 
d~scende de uma rocha ignea Ex. ortognaisse, ortoanfibolito. 
NOMENCLATURA DOS MIGMATITOS 
Os migmatito~ representam uma fonte de grandes 
pol~micas entre os autores. Verificam-se diverg~ncias quanta a 
classificaqao, riomenclatura e g~nese. 0 termo migmatito, foi cria 
do por Sederholm (1907), para designar uma rocha de mistura, for-
mada por uma matriz mais antiga e de aspecto metamorfico, e, ~a­
terial de aspecto igneo introduz~do (por inje9ao magmatica, meta~ 
somatismo etc) ou pela redistribuiqao do material componente da 
propria rocha atraves do processo de segregaqao. A parte mais an-
- ___ ...._,.........,,,~,--~- -""""""'--"··--- - ~ ·· '· "~' "' ' -' "'' ' .., ,._---·-··~ 
tiga. tern uma constitui<;;ao mafica, sendo formada essencialrnente 
.,.--- ... ~r-""'" '"'"'~--,..-~--------~- - - -· -- ~- ~~----··-- ~---·--·~ ·~---., .. ----..,-.~---- --~""""""'- "''· · --··· -......-.-->• ...... ---. ...... -".~·~---.. ___ _ 
por micas e anfibolios e denomina-se de paleossomai enquanto que .... .....__ ... ~---=-.... ·~------~-~._....- ,.....- ,.,~~-~---~-~---"·~····~-.. , ... ,.,. __ , .. ~-,.., ~- - · ·~--~- ----.......,·------·---.. ·~-~-...... - .. _...,._ ___ ...,... ..... _...- -._........ ...... __ _ 
o material neorformado pela redistribuiqao ou in-troduzido tern ge-
~~~-~:~~~~;-~m~----~-;~~~~-~~~~i=siii~it.i~~~~(g1l_a;~t~~"·~~~-~i~~~~-i~i;J-~~;~ de;o~i-
na~se d~ '"ne-os~'oma. 0 material maf ico que possa estar'' : ~contido . no --.:........:...:__:_.__:..... ;.,._.--- ......... . ··- -· . . 
neossoma, denomina-se de melanossoma, enquanto que o material fel 
_ _...._....--~---,..........,_,_~-....----·--~!'~~,...-·f"•~~--"'~~--N...,.~~~_,/i<~~'~"'!!.•""'!~"'""''--~-
sico denomina-se de leucossoma. Os termos paleossoma e neossoma 
_ _ .,......__..__,-;.,..:.;;..-:,-.o )'VIt-""•~-~..,.~'•-'.-<• -,.. ,,.._,.,_,.~,-.. _. _,. .. _ .._,, .~,i.>M•;,-.. ;o;.:• • .:•-~-~"~-.."'~"~--.~.._.,:-.-;,r,~-· -'<'fn~.--· 
sao gen~ticos e s6 devem ser utilizados, se a rocha for comprova-
damente urn migmati~o. 0 problema maio~~ que a nomenclatura dos 
migmati tos resu. 1 t~ lbasicam~nte dos tipos de estruturas desenvolvi 
das pela penetra~ao do neod~oma no paleossoma, quando se sabe que 
a maioria dessas estruturas se desenvolvem tarnb~m pela recristali 
zaqao e~ gnaisses. Por isso, como na maioria das vezes, a distin-
qao entre uril gnaisse e urn migrnatito e praticamente impossivel em 
observa96es de campo, sugere-se que, a classifi~aq~o que venha 
a ser adotada, deve pelo menos ate que se tenha o apoio das anali 
s es qui micas, geocronolog-icL.s etc. evi tar a utili za<;;ao de termos 
geneticos. 
Entre as classifica~6es existentes para migmatito~. 
-36-
tres sao de fundamental importancia: A classificayao de Jung & 
Roques (1952), a classificay~o de Mehnert (1968) e a classifica-
-~ a ~ ~ ~0nQaJo Bonorino (1970). 
A classif .icay~O de Jung & Roques e a mais sim-
ples, tern por base as proporyoes paleossoma/neossoma e subdivide 
os ~igmatitos em dois grupos Migmatitos homog~neos e 
Migmatitos 
Migmatites heterogeneos 
homogeneos jembre. chi tos 
lana texi tos"" 
~
agmatitos . 
heterogeneos epibolitos 
diadisitos 
Nos migmatitos homogeneos, verifica~·se o predomi 
nio do neossoma, enquanto nos migmatites heterogerieos .quem predo 
mina e 0 paleossoma. 0 bandamento nos migmatitos homogeneos e 
irregular, podendo as vezes estar ausente. Os embrechitos, carac 
terizam-se por uma orienta9~o (foliayao) relativamente bern con-
servada e os tipos mais comuns apresentam porfirobl~~tos de 
feldspato alcalino em forma de olhos ( "oeillee") ou a1nigdalas 
(figs. 4.1 e 4.2). Os anatexitos, encontram-se num est~gio evo-
luido tal que a orientayao praticamente inexiste, fazendo com 
que a rocha adquira uma estrutura isotropa muitO proxima de um 
granite. (fig. 4-3). 
Os migmatites heterogeneos, apresentam estrutu-
ras tipicamente gnaissicas. Os ~gmatitos, tem o aspecto de uma 
brech~ ignea, com uma massa granitica servindo de matriz a encla 
ves (blocos) de rochas gnaissicas (fig.4-4l. Os epibolito~, ca-
racterizam-se por uma estrutura em filonetes, lentes ou camadas, 
distribuidas concordantemente c~m a foliayao (fig. 4-5) e os dia 
disitos sao representados por ~rna estrutura discordante, Onde OS 
veios do neossoma, cortaro o paJeossoma (fig. 4-6). A estrutnra 
ptigmatica de Mehnert (fig. 4) c crresponde a UJTI t~.po de diadisi to 
na