GIRARDI_1979_Metamorfismo e seus produtos

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METAMORFISMO E SEUS PRODUTOS 
PARTE I - D8Tini~oes, tipos, fatores. nomenclatura, texturas e estrutu -
ras, principiOS termodinamicos, representa9a0 grafica 8 meto-
dos de e~tudo e classifica~ao de areas metam~rficas. 
Vicente A.V. Girardi 
1979 
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INDICE 
1. DEFINigAO E TIPOS DE METAMORFISMO 
2. FATORES DO METAMORFISMO 
3. NOMENCLATURA DAS ROCHAS METAMi1RFICAS 
3.1. C1assifica~ae estrutura1 
3.1. L Xistos 
3.1.2. Filites 
3.1.~. Ardosias 
3 .1. 4. Gnaisses 
3.1.5. Granulites 
3.1. 6. Hornfels 
3.1.7. Cataclasites e milonitos 
3.1.8. Filonites 
3.2. Classifica~ao fundamentada na cemposi9ae quimica 
3.2.1. Aluminesas 
3.2.2. Silicesas 
3.2.3. Basicas 
3.2.4. Carbenatadas 
3.2.5. Calco-silicatadas 
3.2.6. Magnesianas 
3. 2. 7 •· Quartze-feldspaticas 
3.2.8. Ferriferas 
3.2.9. Manganiferas 
3.3. Classifica~ao quanto a composi~ao mineralogica 
3. 3. 1. Ma:rmore 
3.3.2. Quartzite 
3.3.3. Serpentinite 
3.3.4. Esteatito 
3.3.5. Anfibolito 
3.3.6. Eclogite 
3.4. Classifica~ae fundamentada na natureza preterita da rocha 
3.5. C1assifica9ao Genetica 
3.6. Nomenclatura e estrutura des migmati t es 
4. ASPECTOS TEXTURAIS E ESTRUTURAIS DAS ROCHAS METAM<JRFICAS 
4.1. Principais estruturas 
4.1.1. Felia9ae 
4.1.2. Xistesidade, Gnaissifica<;ao e lineac;ao 
4.1.3. C1ivagein ardosiana 
4.1.4. Clivagem de crenula9ao 
4.1.5. Macic;a ou granulosa 
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4.2. Prinicipais texturas 
4.2.1. Palimpseticas ou reliquiares 
4.2.2. Deformadas ou fragmentadas 
4.2.3. Sombras e orlas de pressao 
4.2.4. Nematoblastica 
4.2.5. Lepidoblastica 
4.2.6. Granoblastica 
4.2.7. Porfiroblastica e poiquiloblastica 
4.2.8. Macu1ada 
5. CARACTER1STICAS BASICAS DAS REA~OES METAM0RFICAS 
5.1. Rea<;oes solido-solido 
5.2. Rea~oes de desidrata<;ao 
5.3. Rea<;oes de descarbonatiza<;ao 
5.4. Rea~oes envolvendo oxida<;ao e redu~ao 
6. A REGRA DAS FASES NO METAMORFISMO 
7. PRINCIPAlS METODOS PARA A REPRESENTAr;AO DE ROCHAS METAM15RFICAS 
7 .l. Diagramas ACF e A'KF 
7.2. Uso dos diagramas 
7.3. Diagrama AMF 
7.4. A cela de Barth 
8. ESTUDO E CLASSIFICAyAO DE AREAS METAMORFICAS 
8.1. Os minerais indices 
8.2. Vantagens e desvantagens do metoda 
8.3. Facies Metamorficas 
8.4. Comentario 
9. METAMORFISMO DE CONTATO 
9.1. Facies sanidinito 
9.2. Extensao e desenvolvimento das aureolas de contato 
10. FACIES DOS XISTOS VERDES E ANFIBOLITOS 
11. AS SfRIES FACIAlS 
12. A ABOLIQAO DOS FACIES METAMORFICOS - OS ESTADIOS METAMORFICOS 
12.1. 0 inicio do metamorfismo e as principais . transforrna~oes 
metamorficas nos quatro dominios. 
12.2. As divisoes de pressao nos estadios metamorficos 
12.3. Comentario 
13. BIBLIOGRAFIA 
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1 
1. DEFINI~~O E TIPOS DE METAMORFISMO 
Metamorfismo pode ser definido como a soma de processes que, 
atuando sob a zona de intemperismo, causa a recristalizagao do material 
rochoso. As temperaturas e pressoes consideradas nos livros-textos de pe-
trologia metamorfica tern como limite minima aqueles concernentes a re-
cristalizagao de rochas silicaticas e carbonaticas. E: por isso que proce~ 
sos, que rigorosamente deveriam ser considerados metamorficos como a for-
ma9ao de antracito e a recristalizaQao de depositos salinas, n~o s~o usual 
mente considerados. 
vididos em 
Sob bases geograficas os tipos de metamorfismo podem ser d.£ 
metamorfismos regionais e metamorfismos de extensao· restrita. 
0 primeiro tipo compreende o metamorfismo regional dinamotermal, o meta -
morfismo de carga ("buriC!l Jn8tamorphism") 8 0 metamorfismo . oceanica. 0 meta-
morfismo regional dinamotermal esta relacionado geografica e geneticamen-
te aos grandes cintur6es orogen~ticos. 0 metamorfismo @ ef~tuado com su-
primento de energia termal, formando-se extensas zonas metamorficas. 0 
gradients geotermico e consideravelmente aumentado em relaQao a tempos 
"normais", podendo-se atingir valores de cerca de 60° C/Km; temperatures 
- 0 de cerca de ate 800 C podem ser atingidas. No metamorfismo regional dina 
motermal estruturas xistosas saD normalmente produzidas nas rochas e o 
fenomeno po_de ocorrer segundo varios gradientes geotermais, como ver'emos 
mais tarde (Fig. 1). 0 metamorfismo regional dinamotermal e sem duvida o 
mais importante de todos. E: elementointegrante na formayao de grandes ca 
deias montanhosas. movimentos tectonicos de larga amplitude e associa- se 
frequentemente ~ forma9~o de grandes massas gran!ticas. Cumpre salientar 
que num evento metamorfico regional, podem ocorrer varias fases de defor-
mayao que podem refletir texturalmente nas rochas e serem representadas 
pelo desenvolvimento de dr: terminados minerais. Voltaremos ao assunto em 
capftulo posterior. 
No metamorfismo de carga. sedimentos e rochas vulc~nicas in 
ter-estratificadas podem tornar-se gradualmente enterradas. As temperatu-
res alcanyadas, mesmo em grandes profundidades, sao muito menores que as 
encontradas durante o metamorfismo regional dinamotermal, e atingem vale-
res de no m~ximo ao redor de 40Q-450° C. 0 gradiente geotermal e portanto 
baixo. Xistosidade tem importancia somente local, ou esta ausente. Muitas · 
/ 
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2 
vezes o "fabric" original das rochas e mantido, e as mudanr;as metamorfi -
cas somente sao vis{veis microscopicamente. As rochas resultantes desse 
metamorfismo contem usualmente lawmont ita (facies zeolltica) ou lawsonita 
-glaucofanio, que em adi9ao podem possuir jadeita, sendo representantes 
nesse caso das mais a1tas pressoes da crosta~ com g:radientes geotermais e~ 
cepcionalmente baixos, diferentes daqueles da facies zeolftica, por exem-
plo, 011de o gradients e aproximadament e "normal". A recristalizar;ao das 
rochas nesse tipo de metamorfismo depends muito da pressao. A maioria do 
tipo lawsonjta-glaucof anio mostram-se completamente recristalizada, en-
quanta muitas do faci~s zeol!tico exibem recristalizagao incomplete. 
0 ambients tectoniCO dessas rochas SaO comumente OS "eugeo~ 
sinclinais", enquanto os facies de metamorfismo regional que possuem 
gradientes f~eotermais maiores, Como OS fa cies dos Xistos verdes, anfibol~ 
tos e granulites desenvolvem-se em "miof,eossi nclinais" ou no lado "mi og;eo~ 
sinclinal" de um "eugeossinclinal"(Fig.2).Tal fato relaciona-se nio s6 com 
as caracteristicas e a evolu9io das camadas sedimentares como tambem com a 
desintegra9ao radioativa desses materiais.Rochas f ormadas nos gradientes 
geotermais anormalmente bai xos, provem de espessas pilhas de sedimPntos 
(predominantemente grauvacasl associadas a vulcanicas principalmente de 
natureza basaltica e andes{tica, bordejando uma fossa oceanica. A evolu -
gao de uma margem continental tern sido descrita classicamente em termos 
de dais cinturoes paralelos de sedimentac;;ao, o e xterior e o interior,aqu~ 
le rico e este pobre em mater-al vulcanico, que recebem grad ualmente sed~ 
menta9io ate que sua espessura e aumento de temperatura sejam sufici<:mtss p~ 
;ra provocar a orur: unia. I'Jovos conceitos tectonicos, envolvendo tectonica de 
placas, migrar;ao"de continentes e expansao do assoalho oceanica levaram 
a evolugao de novas conceitos de desenvolvimento de cinturoes orogeneti -
cos. Par exemplo a margem 
Atlantica · da America do 
continental 
Sul l, on de a 
estavel (como a presents margem 
crosta oceanica e continen-
tal e continua, sem quebra, pode-se converter numa margem orogenica inst~ 
vel (como a margem Pacif ica das Americas) quando o limite entre a crosta 
continental e oceanicarompe-se, e a placa oceanica enfia-se sob a placa 
continental (de densidade mais baixa). Mi yashiro (1961, 1967) explica a 
formc:H;:ao de "pares de cinturoes metamorficos" do Japao atraves da intromissao 
placa oceanica sob a margem continental ou sob um arco deilhas fazendo com 
que a pilha sedimentar da zona "eugeoss:i.nclinal '' (bor dejando a fossa ace~ 
nical alcanc;;asse grande Prnfu ndidarlerapidamente, causando gradients geo -
-~/ 
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FIGURA 1 
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FIGURA 2 
- Diagrama esquematico P-T para metamorfismo regional de 
rios tipos e de cantata. (\.Jinkler, 1976) 
1-:arlit.·r Atlalttk-ty_pc· 
Coutint·nt:d ~l<trgiu 
Lau·r '1\u:i~ic-t~ p(· 
C-OJJtint·nt~\1 1nargin 
now ju:'\.tapo.,.t•d 
lsi.nu] arC" 
3 
va-
- Diagrama esquematico da rela~ao entre "geossinclinios", fos-
:;as- oceanicas, focos de terr.emotos, a descontinuidade de 
Mohorovicic {Hyndman, 1972) 
FIGURA 3 
FIGURA4 
__.-~-Base of plate 
Diagtama esquemitico representando a origem dos 
'
1 paired metamorphic belts" (Miyashiro,l972) 
ffj Cali!ldian Stlleld 
-~Interior Lowland$ 
[] Mlogeosyncline 
~ Eugeosyncline } 
'Phanerozoic Ol'ogenic 
belts 
- Cintur~es orogen~ticos da Am~rica do Norte 
4 
. 
5 
termal· muito baixo. A rapida descida de uma -fria e espessa p1aca oceanica 
na regiao de jun<;:ao das placas continental e oceani-ca provocaria a -forma-
c;:ao de um cinturao orogenico de alta pressao na zona de fossa oce~~ica e 
de um de baixa pressao na borda continental. "A transferencia de calor g~ 
rada pela subida de magma e de material do manto parece ser condi9ao ne -. 
cessaria para a forma9:il0 de cinturoes de baixa pressao" (Miyashiro, 1973) 
(Fig. 3 ). Segundo Miyashiro (19751 "Quando a velocidade de intrbmis~ao da 
placa nao 8 suficientemente rapida, ou se a placa oceanica 8 muito fina e 
~uente para causar o metamorfismo de alta pressao, metamorfismo de pres -
sao media ocorre; e 0~ caracteres contrastantes dos dois cinturoes paral~ 
los, se · presentes, po~em SB tornar ObSCUJ;'OS, OU um dos cinturoes pode naO 
se desenvolver bem. D~ qualquer modo os cinturoes da r egiao Atlantica nao . 
formam pares. Por exe~b5. o, os cinturaes hercinianos da Europa (baixa pre~ 
sao) nao sao pares . dos alpines [alta pressao). ~ possivel, entretanto,que 
alguns deles ocorram verdadeiramente em pares e um components do par e 
muito pobremente desenvolvido ou ain·da nao foi exposto". Assim esse autor 
ere que cinturoes emparelhados (paried) ou nao emparelhados (unparied) tern 
a mesma origem. Como citamos anteriormente acredita-se qlie boa par- · 
cela do calor proveniente de desintegra\{ao radioativa de material deposi-
tado nos geossinclinais influencie no aumento de temperatura; Os sedimen-
tos depositados nos "migeossinclinais" ou no l~do continental dos "geos -
sinclinais" onde os sedimentos provem principalmente de roc has felsicas , 
sao ricas em . K,. U, Th; enquanto no lado oceanica, predominam as maficas 
vulcanicas pobres nesses elementos. Oaf a diferen~a de calo~ gerado em 
ambos os casas, influenciando nas temperatures de metamorfismo (Hyndman, 
1 972). 
Em muitas areas atingidas par metamorfismo regionaL· ·pode -
se notar a ocorrencia de assembleias mineralogicas que correspbndem a um 
aumento progressive nas condi~;toes de P e T. Tal fenomeno e denominado me 
- tamorfismo progressivo. Veremos mais adiante que os metapelitos tern sido 
as principai~ rochas utilizadas no estudo do aumeMtb progressive no grau 
metamorfico das regioes mstamorficas classicas. 
0 termo polimet"a~orfismo e aplicado a regioes que sofreram 
a influencia de varios episodios metamorficos. 0 estudo estrutural e tex· 
tural dessas rochas e. extremarnente · interessante e pode relatar as varias 
fases de de~orma9ao e·recristalizao ocorridas. 
0 metamorfismo oceanica e conceito muito recente. Segundo 
6 
Miyashiro (1975) tal fenomeno tern importancia geologica tao grande quanto 
a regional continental. Tais metamorfi_tos sao geralm€1nte de compo.siqao b~ 
sica e ultrabasica, formados pela recristalizat;:ao de partes. mais profun -
das de camadas espessas formadas por material vulcanico eintrusoes basi-
cas e ultrabasicas associadi3s. 
No que se refere aos tipos comuns de carater geografico mais 
restr·ito, defini-remos o metamorfismo de contato e pirometamorfismo, o me-
tamorfismo cataclastico e o retrometamorfismo. 
Metamorfismo de cantata e o que ocorre em aureolas bordejando . 
corpos intrusives. Alem de suprimento termal ocorre eventualmente supri -
menta de material do magma. A intensidade do metamorfismo depends da-com-
posit;:ao do material e da. p rofundidade da _intrusao. Ma-gmas basicos estao 
subm_etidos a temperatures muis elevadas que magmas acidos. Quanta mais ra 
sa a intrusao maior a diferent;:a entre intrusao e encaixante, gerarido par-
tanto gradientes geotermais mais altos e . au reo las de contato mais-,acentua 
das. Pirometamorfismo e caso particular de metamorfismo de contato. Trata 
-se de recristalizac;ao de roches a :temperaturas particularmente altas e 
ocorre em fragmentos de rocha incluidas em magma extrusive. Ocorre por ve 
zes p_arcial fusao_ desses xen61itos, e nesse caso a rocha proveniente 
argilito ou arenito chama-se buchito. 
de 
Metamorfismo cataclastico 8 provocado por' quebramento das ro-
chas em razao de falhas.Durante o processo o suprimento de energia termal 
e nulo ou minima, _ resultando cataclasitos, milonitos e ate ultramilorlitos 
onde a recristalizat;:ao nao i ativa. 
Metamorfismo regressive 8 um reajustamento de associa9oes mi-
neralogicas de alta temperatura em temperatures mais baixas. ~ geralmente 
atribufdo a deformagoes acompanhadas por atividades nidrotermais posteri£ 
res as fases principais do metamorfismo. Depois de atingidos OS mais al -
tos estagios de metamorfismo progres_sivo normal a temperatura decl.ina. P£ 
.rem, os minerais formados a temperatur·as rnais altas nonnalrnente permane -
cern, pois as velocidades de ajustamento quimico, sob temperatura decres 
cents, em associac;:oes ricas em silicate, e baixa. Assim, as associac;:oes 
formadas em temperatura alta pennanecem estaveis~ salvo haver fatores que 
acelerem as reac;:oes. Assim fortes deformac;:oes acompanhadas por fluidos sao 
fenomenos que comumente ocorrem em regioes retometamorficas, dando origem 
a associac;:oes compostas por minerais hidratados, havendo .frequentes dese-
quilibrios. 
Grande parte dos autores acredita que os processes metamorfi 
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cos sao isoquimicos ou quase isoquimicos. Segundo essa filosofia. nao ha-
ver~a, durante o metamorfismo, migraQao expressive de material, quer no 
que tangs a quantidade, quer no que se refere a distancia. Segundo outra 
escola,.porem, na formaQao de certos metamorfitos ha consideravel migra-
9ao de material, fato que resulta ein apreciavel mudanQa na composic;ao qui_ 
mica da rocha que se metamorfisa. Tal fenomeno. envolvendo adic;ao e reti-
rada de material. denomina-se metassomatismo . 
Winkler (1974}, que pertence a primeira linha de estudiosos , 
afirma .que metassomatismo tem importancia apenas local. Cita como exemplos 
do fenomeno di ferenciat;:oes metamorficas, ( fracionamento de material ini -
cialmente homogeneo em diversas porgoes distintas) e transferencia de ga-
ses (principalmente H20 e co2J. 
Outros autores porem como Ramberg (1952). Korzinskii(1968) 
Perrin, Roubalt defendem migrac;oes a grandes distancias, sendo uns defen-
so!'Els de difusao de soluc;Des, enquanto outros advogam a ideia de migrac;ao 
•a seco~ ou seja i6nica. Tais conceitos foram aplicados especialment e ~ 
teoria de . granitiza9~o, segundo a qual os graRdes bat61itos graniticos se 
riam produtos da introduc;ao de "material · granitizadorn como silica, alumi 
na, potassa e s6dio, fen6meno acompanhado pela saida dos componentes da 
chamada "frente basica" (ferro emagnesia principalmente). 
0 longo debate entre "transformist~~". ou seja, defensores do 
metassomatismo em grande escala e "nao transformistas", defensores das te 
arias magm~tica ou anat itica para a formaQao de batolitos grahiticos e ~m 
dos capitulos de mais inte~so debate na hist6ria da petrologia. 
2. FATORES DO METAMORFISMO 
Temperatura, pressao e a9ao de fluidos sao os principais fato 
res que controlam o metamorfismo. As temperaturas ocupam intervalos .apro-
ximados entre 2oo0c e 8D0°C. ~ consenso geral moderno que a pressao impoE_ 
tante na determinac;ao de equilibrios durante o metamorfismo 8 a pres sao 
litostatica, de natureza hidrostatica, tendo valor muito subordinado a diri 
gida, como veremos adiante. 
0 aumento medio da Pl e de ± 250-300 bars/Km. No .estudo das 
pressoes dais tipos devem ser considerados a PI (carga) e Pf (P fluido) • 
Nas reac;6es metam6rficas em geral considera-se que os constituintes voli 
8 
teis oresentes nos poros e nas fraturas das roches estao submetidas a mes 
rna P carga dos min~rais, admitindo-se na maioria dos casas Pl : Pf. Isto 
poda n~o ser verdade principalmente no inicio do metamorfismo onde gran-
des quantidades de H20 e C0 2 sao liberados e devido ao pequeno volume de 
poros ter-se-ia Pf > Pl. Como reayoes metamorficas sao processes lentos 
depois de certo tempo essa •overpressure• desaparece e tem-se a condi -
gao Pf = Pl. Mesmo no caso de Pf > Pl, nao haveria implicaQoes termodina-
micas, nao mudando a regra das fases, porque tanto as fases solidas como 
as fluidas estariam sob mesma pressao (Ps = Pfl, eo que conta na regra 
das fases e a pressao maier ou seja Ps imposta aos solidos minerais pelo 
flu:ido. 
Ha outro case possfvel nas relagoes Pf e Pl. e o exemplo de 
minerais depositados a partir de solugoes hidrotermais ao longo de fratu-
ras na rocha encaixante. Nesse caso pede haver escape ~e fluidos e Pf< Pl. 
·Nesse caso a temperatura de equilibria de uma rea9~o · liberando g~s vai 
ser abcixada na proJ:orc;;ao d a diferen~a entre Ps e Pf. Ao inves de aplicaE. 
mos a regra das fases comuns nesses ca·sos ou seja F ~ c - p + 2, ter-se 
-ia F c - p + 3. ou seja 3 parametres de estado, ou sejam T, Pf e Ps. 0 
case Pf < Ps representa portanto condigoes especiais. Comumente assume -
se que Pf e igual a pressao exercida sabre OS minerais solidos, ou 
Pf ~ Ps. 
seja 
Na fase flu.lda predomina normalmente a importancia da agua, 
portanto na maioria dos casas, rochas silicaticas per exemplo, Pf = H20 
Porem em rochas carbonaticas 
rela~ao entre XC e X 0 Oz Hz 
C02 e liberado e Pf ~ PHzO + PCDz ou sejn .a 
vai ser importante, como veremos adiante na 
determinac;;ao das t emperaturas de equilibria. 
Embora oxigenio n~o seja uma fase maior em rochas que so-
frem metamorfismo progr essive, ele pode tgr influencia na mineralog;La da 
1 
rocha resultants. A dissociagao rjeH20 H2 + 2 02 pode criar gradientes 
de ~02 e ~H2 . ~02 e muito pouco movel (bandas de hematita, interc~das 
com de ilmenita-magnetita. Chinner, 1960) Q sua alta atividade leva o fer 
... 
ro das rochas metamorficas para o estado oxidado (ferricol. Esse Fe3 nao 
pode entrar em silic:atos comuns de rochas metamorficas portadoras de Fe2 
e Mg como ex. biotita, almandina, cordierita, mas em alguns minerais como 
magnetita, epi doto, granada andradita, hematita, Fe 8 removido de silica-
tws como hornblenda· e biotita for9ando-os a enriquecer-se em magnesia e 
possivelmente em Mn (Chinner, 1960 ). Se P02 e muito grande, certos sili-
cates d8 fe3+ , Mg podem inclusive nao se formar. 
_t; 
~ . . 
9 
Consideremos biotita como exempio: 
+ 
Com baixo P02 , ferro ocorre como Fe , que pod~ substituir magnesia. Com 
aumento de P~, ferro sai do mineral, . originando magneti ta ou hemati ta, au 
mentando magnesia no mineral. Tal aumento do conteudo de .Mg envolve muda_!:l. 
qa no quimismo desse mineral. A saida de Fe influi tamb.em na .substi tui 
gao de Si - Al na posi9ao tetraedral, e no titanic~ o mesmo se da em 
clarita. muscovi~. actinolita, hornblenda, hiperstinio e outros . m~ficos. 
Voltaremos ao assunto ao tratarmos de rea~oes basicas no me 
tamor-fismo. 
A pressao dirigida i outro fator que deve ser discutido co-
mo fator do metamorfismo. Porum longo periodo nao se teve duvidas . sabre 
· a influincia da pressao dirigida no campo de estabilidade dos minerais. 
. / 
Harker ·dividiu os minerais . em "Stress", aqueles tfpicos de roc has que S£ 
freram 0 efeito da pressao dirigida, e "anti-stress", as nao observad6s 
em tais rochas e que, portanto nao se formariam sob tal condiQao. Entre os 
"stress" Harker enumerou ~a. cloritoide, almandina e outros e nos 
anti-stress a~ita, c~c:J_ie:r:-_ita, nefelina, le_uc:;~ta, etc. Nos ultimos 
anos porem, o numero de minerais "stress" foi diminuindo continuamente. 
Esses minerais tern side obse~vados em rochas de cantata. veios, locai~ ~n 
de p dirigida nao agiu. e, portanto nao estao restritos a rochas folia-
ceas. Modernamente, portanto, duvida-se que a existenc;i.a de certos mine -
rais depend~ da presen9a ou ausincia da pressao dirigida. Esta, s~ pre-
sents, poderia, segundo alguns autores adicionar valores i pressao efeti-
va li to.stati ca. De qua lquer modo, o que .influi no campo de estabilidade 
· dos minerais sao OS valares absolutes de pressao seja dirigida .OU nao di-
rigida. 
Segundo Turner e Verhoogen (1960) e Clark [1961) e outros a 
pressao dirigida adicionaria valores apreciaveis a efetiva pressao hidro~ 
tfitica. Clark (1961) criou o termo "tectonic overpressure" cuja magnitude 
depende do tempo aplicado, e cujo valor seria cerca de 1000 a 2000 bars . 
De acordo com varios autores, Winkler (1974), e · autros tal 
"overpressure" nao existe; e 0 efeito da pressao dirigida estaria somen-
te relacionado a formagao de texturas foliadas e a catalizagao de r8B908S 
gragas ao movimento que aceleraria o processo. 
10 
3. NOMENCLATURA DE ROCHAS METAMORFICAS 
A nomenclatura de rochas meta·morficas obedece a criterias 
mais elasticos que os que regem as rochas igneas. Comparativamente a estas 
podem ser levados em considera9ao maiar numero de fatares, sendo a racha 
norreada em funQaa de varies, ou por vezes somente de um deles. Os cri ti§ -
rios mais importantes sao: o estrutural, a quimico e a mineralogico. Per 
vezes porem, a genese da rocha e decisiva na nomenclatura. Em autras cBsos 
a sua natureza preterita e o fator mais importante na escolha de seu nome~ 
Neste capitulo analisar-se-a. a importancia desses varies criterias, enfa-
tizando-se porem que a classifica~ao adotada obedece;ra a criteria macros-
copico. Muitas vezes a subdivisao e a complementa9ao da nomenclatura de 
determinadas rochas necessita frequen t emente estudos microscopicas. 
3.l.Classifica~ao Estrutural 
3.1.1. Xistos - Rochas de granula~ao media a grossa, caracteri-
zadas por excelente paralelismo de minerais planares ou lineares. Tais mi 
nerais podem normalrriente ser recanhecidos macroscopicamente (o que nao 
ocorre nos filitos). A· nomenclatura completa dessas rachas depende dos mi 
nerais f.ormadores (ex. talco xisto, clorita xisto;- sericita- quartzo xis -
to, etc.]. Sericita-epidoto-clarita-albita xistos sao tamb9m chamados Xi.2_ 
tos verdes (greenschists), sendo formados par metamorfismo de baixa temp~ 
ratura de rochas basicas. Certos xistos, pprtadores de quartzo e feldspa-
tos podem propiciar dGvidas no que tange ~nomenclatura. Graride parte dos 
autores distingue: 
mente composicional 
tais rochas dos gnaisses em razao da presenr.a de banda 
.,...-: ~ 
nestes Gltimos, caracterizado pela alt~rn§ncia deban 
das quartzo-feldspaticas e micaceas e/ou anfiboliticas. A quantidade de 
feldspatos e outro criteria utilizado.' Simpcisio efetuado em 1962 (Klassi-
fikation of Kristallinen Schiefer in Neue Jahrb. Minerals - Monatsh. pg. 
163- 172) limita em 20% a proporgao maxima de feldspatos que um xisto deve 
canter. Acima dessa quantidade a rocha deve denominar-segnaisse. Segundo 
Wenk (1963) a distinq·ao 8 a seguinte: "Quando marteladas as rochas que tern 
fabric xistoso quebram-se paralelamente aos planos "S" em fatias de 1 a 
10 mm de espessura ou paralelamente a lineaQao, como calunas em formas de 
l~pis. Xistos quebram-se em fatias ~ais finas que gnaisses". 
... . 
'I;' 
--.-
_ ..... r 
·.,. 
i . 
11 
3.1.2. Filitos · Rocha de gra • f.ina. xtstosa. algumas vezes com 
. faixas fomadas em decorr8ncia de segregacao mineralogica. As superf:lcies 
de clivagem .exibem brilho lustroso em razao da sericita e da clarita~ Nos 
filitos a quantidade dos filosilicatos (sericita + alguma clarita ± bioti 
ta) excede 50%. D outro mineral mais abundante e quartzo. Se o quartzo 82:_ 
cede 50% a rocha chamar-se-a . quartzo filito. DesignaQao mais exata dessa 
rocha e efetuada .colocando-se 0 nome dos minerais subordihados junto . da 
rocha, comegando com o me nos abundante. · Minerais presentes em· propor9ao i~ 
ferior a 5% nao sao considerados. Ex.: calcita-biotita-filito. 
3.1.3. Ardosias - Rochas. de granulagao fina com xistosidade t~ 
bular perfeita iclivagem ardosiana). Os minerais nio se segregam em fai -
xas e nao podern ser, comumente,determinados macroscopicamente.S§o freque~ 
temente, produtosde metamorfismo regional, de baixo grau formados a partir 
de argilitos, siltitos e outros sedimentos de granulagao fina. Sao de 
granulagao mais. fina que os filitos, fato ligado a menor grau de recrist~ 
liZayao. Muitas vezes as ardosias sao transigoes entre terrenos metamorfi 
cos e nao metamorficos. Com o aumento de temperatura a seguints sequen -
cia pelitica ocorre: ardosias -+ filitos -+mica xistos -+ gnaisses, caracte 
rizada macroscopicamerte pslo aumento de granulagao dos minerais. Denomi-
nam~se ardosias mosqueadas (manchadas ow maculadasl aquelas nas quais, em 
razao de metamorlismo de cantata incipiente, se formaram manchas ou porf2:_ 
rdblastos de certos minerais (andaluzitas, por ex.}. 
3.1.4. Gnaisses- Rochas de . granulacao media a grossa, banda-
das irregularmente. A foiiar;:ao e menos nitida e a quebra mais dificil que 
nos tipos precedentes em razao da predomiriancia de bandas quartzo-felds -
paticas sabre as de minerais micaceos e/ou hornblenda. Produtos de meta -
morfismo regional de media a alto. grau. 
3.1.5. Granulites - A definit;:ao original de granulite foi efetu 
ada em bases texturais. Caracterizava-se entao a rocha pela presenga da 
textura granul:ltica, ou seja pela alternancia m~croscopica ou microscopi-
ca bandas ou agregados de diversas composi96es mineralogicas, formadas de 
graos mais ou menos equigranulares, sendo ausentes os minerais prismati -
cos au lamelares. Essa texturaera encontrada comumente em rochas forma-
das par quartzo, feldspat os, granadas e/ou piroxenios. _Porem. tal concei-
to evoluiu e foi muito discutido. Eskola (1939) propos que o termo so fos 
·--
· .... 
. .. · 
12 
se atribuido a rochas do facies granulite. Modernamente a maioria dos au~ 
toms concarda· em denominar granulite racha metamorfica de textura 
granoblastica e estrutura maci9a ou gnaissosa, compbsta essencialmente por 
feldspato, contendo au nao quart zo. Os minerais maficos sao predominante~ 
mente anidros. Em varios granulites a orientaQao preferencial dos minerais 
forma-se, muitas vezes, em razao de lentes achatadas de quartzo. Sao ro -
chas tipicas do facies granulite. Ha porem varios pontos polemicos. Para 
detalhes ver Winkler (1976), Katz (1972 ) . Vol taremos a discuss.ao dessa ro 
cha adiante. 
3.1. 6 . . Hornfels - Rochas de granula9ao media a fina e textura 
granoblastica. Podem tambem ocorrer porfiroblastos. Sao produtos de meta-
morfismo de contato e seu nome prende-se a ausencia de xistosidade, refe-
rindo-se o sufixo "fels" exatamente a esse fato. 
3.1.7. Cataclasites e Milonitos- Trata-se de rochas caracteri-
zadas pela aQio de metamorfismo din~mico, ~travis do qual a rocha. 8 frag-
mentada com maior au menor intensidade com ou sem recristalizaQao. A no -
menclatura mais aceita e a seguinte: 
NATUREZA DA MATRIZ 
COM 
FOLIAC:AO 
o-1 o~~ 
PDRCENTAGEM DE · MATRIZ 
10- SO% 50- 90% 90-100% 
PROTOMI- MILONI- ULTRAMI-
FRATURADA BRECHA LON ITO TO LON ITO 
MACI(:A TECTLJNICA PROTOCA- CATA- ULTRACA-
TACLA.SITO CLASITO TACLASITO 
.RECRISTALIZAt;:AD B L A S T 0 M I L Q N I T 0 
V1TREA P S E U 0 0 T A Q U I L I T 0 
Tabela 1 - Nomenclatura de rochas atingidas por metamorfismo 
dinamico. 
Como e assinalado na tabela 1 as rochas atingidas par me-
tamorfismo dinamico sao nomeadas utilizando-s e criterios fundamentados na 
propor~ao entre matriz (regiao f ragmentada) e porfiroclastos (cristais re 
liquiares, mais res i stentes a deforma~;ao, sendo porisso maiores . que · 
,; . 
·· ~: 
-f.' ·' 
13 
os cristais da matriz. Tais cristais sao maiores, angulares e irregulares 
. -
nas rochas menos · deformadas e menores, arredondados ou lenticulares nas ro 
chas mais deformadas,atingidas peio metamorfismo diri~mico);e na natureza 
da rnatriz. Ds terroos m:i.lonito e catac.lasi to sao deriomiriados em fun~ao do 
tipo de matriz. Oiscussao a respeito sera efetuada no item referents as 
texturas deformadas e fragmentarias. Ds olitrDs ternios dignos de nota sao 
. . . 
: b'CastdmiZoniios, que significa milonito recristaTi:zado, na qual a fextura 
cataclastica so 8 reconhecida c-om dHiculd~de e pseUdotaquiUto ot..i hiaZo-
mitonito, cujo nome deve-se a presenga de m~terial vitreo formado· durante 
a deforma9ao. Para maiores pormenores sobre os diversos termos. veja capi 
tulo referents as texturas ern Spry ( 1'97 8, pp. 229 J. 
3;1.8. Filo~itos- Filonit6s (filitos ~ milonitosl sac rochai 
macroscopicamente semelhantes a verdadeiros filitos, poram formadas a paE 
tir de retrometamorfismo de rochas de granula9ao mais grosseira. A redu -
.· . : 
9aoda granular;em 8 Trequenteniente 8COrllJanhada pe1a cdstalizai;ao de al-
guns minerais (par exemplo q·uartzo e calcite) e pelo crescime.nto de outros 
(ex. micas, albita e epid.oto). Enteride-se assim porqLie' OS filonitos fre -
. ~ . 
quentemente assemelham-se mineralogica e estruturalmente a filitos, dife-
. . .. . 
rindo porem na origem e em alguns porinenores estruturais. Como nosfilitos 
a associa9i30 mineralogica final e de baixo grau metamorfico; ocorrendo um 
ou mais conj untos de ~uperficies de xistosidade. Re'manescentes ocelares 
. de agregados de minerais p-arcialmente recristalizados podem tambem ser 
observados. 
3;2. Classl.ficac;;.ao Fundamentada na composi~ao qui:mica 
.. No que diz respeito. a· co~posi9aO q i.d.mica, as rochas rnetamor 
ficas podem ser clas.sificed-~s do seguinte modo: 
3.2.·L Aluminosas - Trata-se de rochas derivadas de sedimentos 
peliticos (aluminoses), Incluem-se nesta categoria rochas derivadas de fa 
lhelhos e argilites como os filitos e xistos aluminoses (portadores de 
muscovita. andaluzita, cianita, sillimanite epirofilita). 
14 
3. 2. 2_. Si licosas - Sao derivadas 'de sedimentos silicosos puros ou 
quase puros (arenites} que dao o_r igem a quartzites puros ou portadores de 
~equenas quantidades de outros silicates (feldspatos. granadas, micas). 
3.2.3. Bisicas- Correspondem iquelas derivadas de .r6chas igneas 
basi cas e semi -basicas .incluindo roc has basal tic as·, tufas basicos e margas 
impuras. Formam-se por metamorfismo anfibolitos e clorita-xistos princi -
palmente. 
3.2.4. Carbonaticas - Derivam-se de sedimentos carbonaticos 
(principalmente calcarios . e dolomi tos), que pod em canter quartz a e mine ·-
rais argilosos como i mpurezas. Os pr odutos metamorficos sao marmores cal-
ciferos e dolomiticos. 
· 3.2.5. Calco-silicatadas - Sao aquelas derivadas de sedimentos 
compostos de mistura de material silicoso, aluminoso e carbonatico. For -
mam-se desse modo silicates calco-aluminosos (diops.idio, tremoUta, pia -
gieclasio, escapolita, gros~ularia, epidote) ao lado frequentemente de 
quartzo e carbonatos. Tal nomenclatura (~echa calcio-silicatada)e utili-
zada pelos auteres .ingleses para expressar. alem da composigao quimica, a 
ausencia de xistosidade (calc-silicated roci<.)._Os germanicos preferem o 
termo "fels" para o mesmo fim (fels calco-silicatico). 
3.2.6. Magnesianas- Trata-se de rochas derivadas de rochas ig-
neas ultrabasicas (dunitos, pirexenites, peridotites) ou de dolomites que 
sofreram descarbonatizagao ou silicificagie .. ~ormam-se desse modo os xis -
tos magnesianos que incluem silicates magnesianos como serpentine, talco, 
clarita magnesiana, tremolita e antofilita. A maioria dessas rochas pro -: 
vem da esteatiza9a0 de rochas ultrabasicas, Sendo que talcO e produto co-
mum desse processo. Os chamados esteatitos (pedra-sabao) sao compostos 
primordialmente desse mineral. Serpentinitos sao outras rochas importan -
tes pertencentes ~ essa categoria. 
3.2. 7. ·Quartzo-Feldspaticas - Utiliza-se essa . nomenclatura para 
designar rochas ricas nesses minerais, derivados principalmente de arco ~ 
sios e roc has :lgneas acid as. E um grupo mui to impertante pois inc lui gnai~ 
ses, xistos feldspatices e granulites acidos. 
~· 
--
15 
3.2.8 .. Ferriferas- Incluem-se nesse grupo roc.has resultantes do 
·metamorfismo de. sedimentos arenosos · ricos_ em ferro, caso espedfico dos 
itebiritos. 
3.2.9. Manganiferas - Resultam do metamorfismo de sedimentos 
mangano-carbonaticos, mangano-aluminosos e mangano-silicosos. Derivam- se 
desses sedimentos os chamados gonditos e queluzi tos, u ltimamente substi ..,. 
tuidos pela nomenclatura "protominerio silico-carbonatico de manganes". C~ 
mo minerais comuns ocorrem entre outros, rodocrosita, piroxenoides (redo-
nita e piroxmangitaJ, espessartita, tefroita. 
:3.3.Classificagao quanta a composi«;ao mineralogica 
Cri terios estruturais e qu:imicos norteiam a maior parte das 
rochas metamorficas, porern,. em varios casos o nome esta intimamente. reTa-
cionado a urna mineralogia caracter:lstica. Como. exemplo .pode-.se. ·citar: · 
3.3.1. Mirmores - Sao rochas constitu:Ldas 
carbonates (calcita e dolomital~ 
essencialmente par 
3.3.2. Quartzites - Sao rochas· formadas essencialmente par quar.!_ 
tzo. Winkler (1976) sugere ser 80% a quantidade minima de quartzo neces·s~ 
ria para que a rocha seja denominada quartzite. Cumpre salientar que alem 
do tipo metam6rfico (recristalizado) existem quartzites forinados diagene-
ticamente. 
3~ 3. 3. Serpentinitos - Rochas mineralogicas formadas. por serpe~ 
tina e aoessorios. 
3.3.4. Esteatitos - Rochas constituidas essencialmente por tal-
co. 
3.3.5. Anfibolitos - Rochas compostas por anfibolio calcico 
Chornblenda ou actinolita e plagioclasio). Dependendo do grau metamorfico 
outros minerais como· epidoto e clarita Cgrau- baiXo), piroxenio e grar:a -
das (grau ·alto e mooiOl podem oco·rrer em quantidades expressivas. 
3.3.6. Eclogites - Trata-se de rochas constituidas essencialmen 
ts por dais minerais: um piroxinio verde denominado onfacita .e uma 
16 
:granada vermelho-rnarron, compost~ par moleculas de piropo, almandina e 
· grossularia. : Sua origem esta relacionada a al tas pressoes, fato que levou 
Eskola a sugerir a cria9ao do facies eclogite. A composic;ao·quimica dessa 
rocha e a do tipo basaltico-gabroico. 
3.4.Classifica«;ao f1.n1damentada ria Natureza Preterita da Rocha Metamorfica · 
Certos prefixes sao utilizados quando se pode determinar a 
natureza preterita da rocha; Assim, rochas · de baixo grau metamorfico, nas 
quais ocorrem texturas reliquiares, levam o prefixo "meta•. Exemplos: me-
ta-arcosioJ meta-conglomerado, meta-grauveca. Varfos autores utilizam o 
termo semi-xisto para nomear· Lim estagio de transit;:ao no desenvo]vimento do 
xisto a partir de grauvacas, arenites ou tufas. Nessas rochas os grtmulos 
de quartzo e feldspatos, normalmente portadores de sinais de deformar;:ao 
ocorrem em matriz fina, . composta de quartzo~ feldspat·o, cloritc recem-fo_£ 
mada, mus.covita, etc. Ha portanto sinais :i:la ·textura elastica reliquiar e 
uma xistosidade ja definida na matriz. Portanto ja ocorreu recristaliza -
c;ao, que, no entretanto~ - nao se completou. ·Para roc has metamorficas deri-
vadas de rochas de co~osir;:ao basica, varies autores utilizam com freq(je~ 
cia o termo metabasi to, como denominar;:ao gen.erica, englobanC!o desde clori 
ta xistos e epidote anfibolitos no grau baixo ate anfibolitos no grau m~ 
dio e alto e, neste Gltimo, granulites basicos, portador~s de cline. orto 
piroxenios e plagioclasios. 
Os prefixes para e orto sao utilizados para se designar res 
pectivamente a natureza sedimentar ou ignea da rocha. Exemplos:para~nais­
se (gnaisse derivado de sedimento quartzo-feldspaticol e ortognaisse 
(gnaisse derivado de rocha granitica). 
3.5.Classifica~ao Genetica 
Certas rochas tern seus names ligados ao tipo de fen6meno me 
tamorfico sofrido . . Por exemplo: o termo hornfels e comumente empregado p~ 
ra nomear rochas formadas por metamorfismo de cantata. 0 mesmo ocorre pa-
ra os termosmilonitos, cataclasito, e filonito, cuja origem esta relaci_£ 
nada a metamorfismo dinamico. Exemplo semelhante refere-se aos termos gr~ 
--: 
..,. 
17 
nulito e charnoquito, ligados a tipos de metamorfismo esp.edficos • . Assim. 
· modernamente a grande maioria dos· autores conc.orda em atribuir o ~termo 
granul:i.to a rochas de composigao variavel porem recristalizadas em condi 
goes de alta temperatura, sendo a Pfl "d · < P . 0 termo charnoquito, 
Ul o carga 
inicialmente utilizado par Holland (1900), foi atribuido .a roc has crista-
.- linas acidas portadoras de ortopiroxenio (hiperstenio-granitos) existentes 
na India. Tais rochas fazem parte de um conjunto de ·composigao variavel , 
de acida a basica. caracterizado pela presenc;:a de hiperstenio, que foi 
denominado "serie charnoquitica". Mais tarde alguns autores utilizaram es 
sa denominac;:ao ( charooqui to J para denominar todas as roc has aCid as e ba-
si cas da serie. Rochas similares .no mundo todo foram denominadas desse ~ 
do. Sua origemfoi longamente debatida. Foram consideradas igneas por va-
ries Eiutores, porem atualmente. sao consideradas metamorficas 8 pertencen-
tes ao facies granulito. Sao usualmente equigranulares e xenomorficas com 
ou sem estrutura p"aralela. A fei~;ao mais caracteristica e a present;:a de 
cor verdeou castanha do quartzo ou feldspatos, fato que torna nao so os 
tipos acidos mas tamb8m OS basicos macroscopicamente escuros, 
3.6. Nomenclatura e estrutura dos migmatites 
Um dos aspectos que ·tern merecido. as maiores.. e por vezes 
mais acirradas discussoes no campo petrologic o refers-sa a nomenclatura, 
.. classificac;ao e genese de rochas migmatiticas. 0 termo migmatito foi c cri~ 
do por Sederholm (1 907) para designar originalmente certas roc has metamor 
fices gnaissicas "que pflrecemrochas mistas,. compreendendo porgoes ·metamor 
ficas xistosas e pon;:oes magmaticas ou semelhante ·a magmaticas" • . A parte 
xistosa, mais antiga, foi denominada paleossoma, e a granitoids:. mais ja-
vem neossoma. Distingue-se tambem no neossoma a leucossoma, ou seja, a 
parte mais clara, rica em quartzo e feldspato e o melanossoma, que contem 
os minerais escuros, como. biotita, horn~lenda e outros. Desde a sua ori-
gen .a nomenclatura dos migmatites esteve ligada a sua genese, ou sob urn 
ponto de vista mais amplo, a genese das rochas gran:lticas. Assim ja no 
comec;:o do seculo a discussao existia. Sederholm, o criador do termo, atri 
. . 
buiu a origem do neossoma a in t roduc;:ao magmatica ou de· modo geral, · emaha-
18 
goes externas. Seu contemporaneo Holmquist. porem, defendeu a hipotese de 
que a pon;ao granitoids derivou a partir de propria rocha original, nas -
cendo des sa polemic a o s termos arterito (Seder holm J e · venito (Holmquist). 
Para rruitos autores. principalmente norte-americanos e bri-
temicos, o significado descritivo do termo migmatito e mais restrito. Tal 
reciocinio i bem esclarecido por ~ing (1965). Tais autoresdistinguem pa-
ragnaisses, ortognaisses e gnaisses migrnati ticos. Segundo King ( op. cit.), 
tres principais categories de gnaisses podem ser reconhecidos: 
'Para_c·""f'!~~ ~;,.::..$, 
1. "Produ1:~s- d~- granulagao grossa de metamorfismo regional de alto gri'lu 
ou ~t~ de contato. Sao caracterizados pela composigao metassedimentar, 
incluindo assoc:iados de origem vulcanica. Bandas composicionais quando 
pr.esentes,geralmente refletem variagao litologica original, embora a 
orientagao de camadas resul te de deformagao. 0 bandamento pode ser mais 
destacadopor diferenciagao mecanica ou diferencia~ao metamorfica". 
/'i ~.Po·"' •• ...... ...,.,.. ..... :,;.r_")"n~\.$~t:;.. 
2. "Rochas horoog.eneas de composic;;ao granitica, mas com estrutura planar ou 
linear de cristais ou de agregados cristalinos (granitos-gnaissesl, re 
presentando rochas igneas originalmente as quais orientaQBO (stress ) 
foi imprimido. Certos tipos de augen gneiss pertencem a esse tipo". 
(' -,-.. ,.- .. -lr/1.-.', q")'\O..t,..>~-</i -n'~-..~ .. ??"l.~\.+;.,v~ 
3. "Uma grande q~antidade de rochas inhomogeneas de composic;:ao variaveL 
das quais a maioria e granitica ou granodioritica, incluindo tambem 
material intermediario, basico e ate ultrabasico. ·suas composic;;oes sao 
ig'88S e a mineralogia e tipica de rochas igneas. Ha tambem bandas ou 
lentes de composic;;ao metassedirnentar, que podem ser; por exemplo, forte-
mente aluminosas. Esse material rico emmica 8 hornb1enda pode ser xis 
toso ao inves de gnaissico. A estrutura varia de bandada paralel·a ate 
altamente contorcida. Varios names como bandadas, lit. par lit, de 
injec;;ao etc. foram-lhes aplicados. Nesta tereeira eategoria e que se 
incZuem os migmatitos~ 
Para outros autores porem a aplicagao do termo migmatito d~ 
ve ser mais abrangente, sendo,porim.seu significado genitibo ~a$tant~ bem 
' ' 
definido. Segundo Jung e Roques (1952) e seguidores,as rochas met9mprfi -
,, 
cas podem ser divididas essencialmente em do is grandes gru,po?: as _roc has 
cornubianiticas, que se caracterizam pela ausencia total ye orientagao dos 
•t"• . 
minerais e as cristalofilianas. tambem chamadas xistos cristalinos, defi-
19 
nidas atraves da orienta~ao dos minerais segundo diregoes e planos paral~ 
los. Estas ultimas se dividem em "formac;oes normais", ou seja. nas quais 
a recristalizac;ao ocorreu isoquimicamente, ou seja sem modificac;em-nota..: 
vel da composic;ao e "formac;:oes metassomaticas", nos -quais as roc has meta -
mOrficas recristalizaram-se sofrendo .metassomatismo. . 3traves de -troi::as 
qu:lmicas .~om meio externo, de molds a modificar a composi~_ao original 
Nesta categoria incluem-se os ~igmatitos. Para esses autores os migrilati -
tos sao divididos em homogeneos e heterogeneos. Estes sao OS constituidos . 
pela associac;:ao estreita em rachas cristalofilianas e granitoides e cam -
preendem: a) os diadisitas, nos quais a rocha granitica constitui filone-
tes cortando a xistasidade da rocha cristalofiliana Alguns sao meandrifo£_ 
mes (dobras ptigmaticas); b) epibalitos, nos quais filonetes ou lentes de 
rocha granitica sao concordantes com .a xistosidade e c) os agmat.itos .nos 
quais as rochas cristalofilanas constituem enclaves no seio de urn meio gr~ 
nitico dominants. 
Os migmati tas hamageneas, tern segund_o es_ses aut ores, uma c~ 
nota9aa genetica acentuada .· Teriam sofrido intensa metassomatose feldspa~ 
tica de malde a adquirir urn facies essencialmente feldspatica, advindo de~ 
se fata, estruturas gna'issicas pouco marcadas ou ausentes e predomlnio da 
parte clara ("neassama"). Compreendem: a) os :embrechitas - Roc'has nas 
quais a orienta~ao e parcialmente canservada. Sao muitas vezes facoida~~ 
ocorrendo porfiroblastos de faldspato K; b) anettexitas - sao mais varia-
des snglobando os dabrados que po·ssuem alinhamento de micas meandr'ifor -
mes;C)os arteritos CIJjOS lei tas micaceos sao descontfnuos e difusos e '~{ 05 
nebulitos nos quais as micas canstituem agregados. Pode-se dizer em resu-
rro tendo em vista . o aspecto puramente estrutural que 05 migmatites hamo-
geneos de Jung e Roques· correspondem para o·utros autores a gnaisses de 
gra grossa, essencialmente feldspiticas e de xistosidade q~ase-apagada 
Em simposia efetuado em 1960, as .seguintes criterios genet];_ 
cas foram julgados essenciais para a nomenclatura: 
a) devem ser rochas megascopicamente constitul.das par partes geoquimica -
mente m6veis ~ im6veisJ 
b) devem ser rochas heterogeneas, can ·sistirido de material pre-existents e 
de material geneticamente intraduzido ou originado ''in .situ". 
Trabalho classico ~obre migmatit~s foi elaborado par 
Mehnert ( 1971 ) , Repraduzir- se'-aa em seguida alguns conceit as existentes 
; 
20 
nesse livro: Migmatito e definido poresseautor como sendo "megascopica-
mente consti tuido de duas ou mais partes petrograficamente di ferentes: uma 
das quais 8 a rocha anterior em estagio mais ou menos metamorfico, sendo 
a outra pegmatitica, aplitica ou geralmente plut6nica em aparencia". Gnai~ 
se e definido como "uma rocha metamorfica, exibindo estrutura para lela ( li 
nea9~o, folia9~o, xistasidade) com mais de 20% de feldspato". Deve ser en 
fatizado que o terrno gnaisse 8 usualmente aplicado a rochas exibindo es -
trutura paralela ou xistosidade, enquanto que a formac;:ao de migmatites g_! 
ra lmente obli tera essas estruturas". 
Esse autor reconhece as seguintes estruturas migmatiticas e 
assim as descreve: 
1) Agmatitica ou de brecha - Fragmentos angulosos do paleossoma de dimen-
soes diversas ocorrem separados par ITI:lterial neossomico intersticial 
[Fig. 5-1). Sua interpreta~§o pod~ ser de dais tipos: a) ~rechag;o s 
preenchimento simultemeo dos veios par injec;:ao de magma au b) ressolu 
g~o au substituigio dss paredes comeg~ndo par fissuras finas. 
2) Dictionitica ou em rede 0 paleossoma i retalhado par numerosos ~eios 
do neossoma, constituindo densa rede (Fig. 5-2.). Em contrasts com a es-
trutura agmatitica esta exibe sinais de cizaihamento. Segundo alguns 
autores na_o ha suprimento de material externo nesse caso. Fala-se em 
fusao parcial ou metassomatismo sec a (Ramberg, 1952). 
3) Schollen ou em placas -Consists em placas isoladas de paleosbma imer -
sos no neossoma, que ocupa o volume preponderante do migmatito (Fig.5':_3J 
S~o frequenteS- nos blocos. de paleossoma· sinais de rotac;:ao ou cizalha -
menta. Tais. estruturas comuns nas zonas bordejantes de maciQo_s granitl 
cos inhomogeneos sao interpretados por varios pesquisadores como blo-
cos nao inteiramente absorvidos de· paleossoma. 
4) Fiebitic~ au veno~a - 0 paleossoma i intensamente recortado por nume-
rosa·s veios irregulares de neossoma resul tando aspecto grosseiramente 
semelhante ao sistema de veios do_ corpo humane, contrastando com o ca-
rater retilinea da estrutur-a em reds (Fig. 'j-4). Scheumam (1936) propos 
tal~ennopara evitaros termos geniticos arterito (Sederholm) e venito 
(Holmquist). 0 primeiro implica em suprimento magmatico e o segundo em 
exudac;ao ·"in loco". 
5) Estromatitica ou acamada - 0 neossoma ocorre so.b forma de veios geral-
'-
--
Fig. 5 - E struturas de fiigmatitos 
Mehnert (1971). segundo 
21 
22 
mente paralelos a xistosidade. Michel Levy denominou tal feigao lit par 
lit, atribuirido-a a injegelD IT).'lgmatica. Mais tarde Holmquist (1907) , 
Wegman e Scheuman observando a distribuigao regular dos veios sem ca -
nais de alimentagao atribuiram-nos a exudagao perpendicular a xistosi-
dade (Fig.5.5). 
8) Surrelitica ou de Dilatagao - e o caso de roc has de diferente competen-
cia levando a formagao de "boudins". Camadas de diferente competincia 
reagem diversamente ao stress.Anfibolitos par exemplo quebram ; 
biotita gnaisses reagem incompetentemente e os espagos entre os 
"boudins" sab ocupados per material neassomitico que fogs da compre~ 
sio para regi6es de menor press~o. A estrutura "pinch and swell" de 
Ramberg 8 uma alterrianciade paleossomas escuros competentes e neosso-
mas claros .incompetentes (fig. 5. 6 ) • 
7) Oobrada - 0 paleossoma e recortado per veios dobrados do neossoma. .As 
dobras sao mais ou menas paralelas~ de amplitude variada (Fig.S.7). 
8) Ptigmatica - 0 neossoma constitui veios persistentes intensamente do -
brados sem correspondente na foliagao do paleossoma, em relagao ao qual 
e frequentemente discordante. Existem virias teorias a respeito da for 
r:naQao dessas dobras; dis cute- se par exemplo se houve inj et;:ao au anate-
xis e migrar;:ao do material clara 8 se as dobras sao primarias,isto 8 oco:.:_ 
reram simultaneamente a formaoao do veio, au sao secundarias, isto e, 
a formar;:ao do veio eo d.obramento sao processes independentes. (Fig. 5.8). 
9) Dftalmitica (Augen au Ocelar) - 0 neossoma e disperso no paleossoma sob 
forma de olhos, constituidos par fenocristais frequentemente cercados 
per m~*icos concordantes com planes de xistosidade. Os olhos sao de 
feldspato K au de plagioclasio acido. Sua origem 8 muito discutida e 
diversos modos de formar;:ao foram sugeridos (King, 1950). Para muitos 
autores tal "olhos" sao resultados de processo metassornatico denomina-
do feldspatizagao (Fig. 5.9). 
10) Stictolitica (manchasl - Ds minerais mafioos estao concentrados em man 
chas deixando em torno deles halos ou mantas rices em minerais claros. 
0 paleossom~ i fino, macigo au gnaissico 8 nao i afetado pelo processo 
de manchas. Num esta~io mais avanc;ado as manchas consistem de agrega-
dos maiores, de minerais escuros segregados em veios pegmatoides. A 
explicagao genetica e dificil, porem. varies autores acreditam relacio 
' ' 
I 
. . 
23 
nar-se com mobilizagab de minerais claros e escursos durante a migmati 
zaQao. (fig. 5.10J. 
11 J "Schilieren" - Ocorrem faixas claras e escuras separadas nitidamente • 
Se as faixas sao perfeitamente paralelas finas e retas a feigao pode 
ser confundida com gnaisses bandados de origem sedimentar. Os 
Schilieren sao todavia mais irregulares com faixas mais longas e mais 
finas. A mobilidade mecanica dos migmatites com essa estrutura foi ob-
viamente maior que os de estrutura de penetraQao como agmatitos e dic-
tonitos. Sao migmatites formados sob altas condigoes de p e T, com 
grande mobilidade dos constituintes. (Fig.5.11J. 
12. Nebulltica - Nao se identifica rnais paleossoma ou neossoma. A absorgao 
do paleossoma pelo neossoma esta muito avangada. A nebulitica e o ulti 
mo sinal de estrutura migmatitica. Nebulitos sao encontrados no nucleo 
de migmatites formando eshigio anterior a formagao de genuinas intru -
soes magmaticas (fig. 5.12 J •. 
Em resumo, para trabalho de mapeamento geologico, pode-se 
dizer que em varios casas a .aplicaQaO do termo migmatitico e facil (caso 
por exemplo de estruturas agmatiticas e surreiticas]. t evidente ai apr~ 
senga de dais tipos de mate:riais de origem diversa. Porem em. outros, e di-
ficil, no campo,avaliar-se se se trata de um gnaisse ou de um migmatito • 
tendo-se em vista o ponto de vista genetico. Assim par exemplo "rochas" 
com estrutura estromatitica ou bandada podem oferecer essa duvida, assim 
como "rochas" com estrutura oftalmitica. Va:rios autores ·para facilidade de 
trabalho usam o temo migmatito indiscriminadamente para todas as estrutu 
ras acima descritas, sem .se importar com o problema genetico. Tal posi9ao 
pode ser entendida levando-se em conta que facilita o trabalho de mapea -
menta, mas por outro lado pods comprometer geneticamente rochas que nao 
SOfreram migmatiza9a0 8 sao simplesmente metassedimentos (paragnaisses) OU 
de origem ignea (ortognaisses). 
Levando-se em considera9ao a definiqao de migmatito a apli-
caQao das suas varias dehomina9oes estruturais demandaria preliminarmente 
numa avaliagao genetica. o que muitas vezes e dificil num trabalho de ma-
peamento, e ai decidir-se se determinada litologia deve ser denominada par· 
exemplo de "gnaisse bandado" au "migmatito bandado (migmatito estromati -
tico)". 
Finalizando, citar-se-a um trabalho muito elaborado sabre a 
nomenclatura dos cnigmatitos. Trata-se da classificac;ao de Gonzalez Bono -
rino (1970) que e confrontada com a de Jung e Roques (1952), em tabela ex 
traida de Ulbrich (1978). 
Jung e Roqu.es 
Migmatito CAgmatito 
heteroge- CEpibolite 
nee (Diadisite 
Migmatito (Embrechite 
homogeneo (Anatexite 
Migmatites 
band ados 
heteroge-
neos 
(flebitosl 
Migmatites 
homegeneos 
(embrechi-
tes) 
Gonzatez BonoPino 
(Estromatito 
( 
CDiadisito 
(Ptigmatice 
[Agmatito 
[ 
(bandadci regular 
(oftalm:ftico 
(lenticular 
l ''flaser" l * 
(Embrechito bandado 
(Embrechito oftalm:ftico 
(Embrechito irregular 
CEmbrechito amigdaloide 
(Nebulito 
CDictionite 
* 0 termo aplica-se a migmatites rnos quais os "olhos" de feldspato 
sao alongados em dire~ao preferencial, ocorrendo entre eles pa -
leossoma. 
• ~ l 
.~ ·~ ~- •' 
....... -
25 
4. ASPECTOS TEXTURAIS · E ESTRUTURAIS DAS ROCHAS METAMORFICAS 
Assim como nas rochas igneas, existe na bibliografia certa 
confusao na aplica~ao dos termos textura e estrutura para as rochas meta-
rrorficas. No PI'BSente trabalho adotar-se-a 0 criteria seguido por muitos 
au tares como Tyrrel ( 1958 J, denominando- se estruturas as fej.goes observa -
veis em escalade afloramento e amostra de mao. 0 termo textura sera aplica-
do .a fBiQDBS {ntimas mutuas entre OS constituintes minerais, frequenteme_!2 
te relacionadas ~ · escala mi croscopica. 
4.1. Principais estruturas 
1. Foliac;ao - Foliagao 8 urn termo largamenfe utilizada· pe - · 
los autores norte-americanos para nomear estruturas planares nao so de r~ 
chas metam6rficas como tambem de igneas que se formam em razao do ar.ranjo 
paralelo dos minerais; sob esse ponto de vista xistosidade e gnaissifica-
gao sao foliagoes tipicas. Ha entretanto autores que usam o termo de modo 
diverso. Para OS autores britanicos 0 termo foliagao e sinonimo do banda-
menta canposicional dos gnais c; es (al ternan cia de band as maficas e quartzo-fe_! 
dspaticas). Autores europeus utilizam com grande frequencia o termo sup~ 
ficies - S para denominar qualquer tipo de estrutura planar, sem se impo~ 
tar com a sua origem. Oentro desse conceito, juntas, xistosidade, cliva -
gem ardosiana, acamamento, par exemplo, sao superficies S. Uma compila9ao 
elaborada desses termos e comentario c ritico pode ser encontrada em Dennis 
(1867). 
4.1.2. Xistos{dade, Gnaissifica~io e Linea~io - Xistosidade re-
fere-se ~ estrutura caracterizada pelo desenvolvimento subparalelo de mi-
nerais placoides e/ou prismaticos. Distingue-se xistosidade de gnaissifi- · 
oagao em razao da presenca de bandamento composicional, conforms assina -
lou-se no capitulo relative a nomenclatura. A presenga de bandas quartzo-
feldspaticas, que se alternam as micaceas 8 prismaticas, provoca a dimi -
nuic~o da tendincia de roc ha em quebrar-se em planos paralelos originan-
do a estrutv~a gnaissica. 
Final izando- us as considera 9~es sabre e sses termos, deve-s~ 
lanbrar que o dosenvo l vimcnto de certas · estrwtutas tarnbem depende da 
26 
composigao mineral. ~ a caso especifico de rochas micaceas na qual a natu 
reza do mineral conduz facilmente a formagao de forte xistosidade, fato 
mais dificil de ocarrer quando a rocha 8 composta de minerais equigranul~ 
res, como quartzo par exemplo. 0 termo Zineagao refere-se ao desenvolvi -
menta paralelo de elementos lineares em alguma direr;;ao dentro do piano de 
xistosidade. Tais elementos podem ser cristais prismaticos (par exemplo , 
hornblenda ou epidote), agregados de minerais em forma de bastonetes (par 
exemplo, quartzo e feldspatos), lin has de intersecgao de diferentes xis-
tosidades e outras feigoes reconhecidas no campo. 
4.1.3.- Clivagem Ardosiana - Trata-se de estrutura muito regular 
que permits que rochas quebrem-se em planos muito regulares e paralelos 
Deve-se a orientagao planar preferencial de minerais planares, micaceos 
~ c caso especifico deardosias. 
4 .1.4. Clivagem de crenula~ao Rochas possuidoras de uma ori-
enta9ao preferencial anterior (geralmente clivagem ardosiana) podem so-
frer esforgos posteriores desenvolvendo uma segunda orientagao definida 
atraves de microdobras (crenulagao].Quanto mais apertadas sao essas micr£ 
dobras melhor sera o desenvolvimento desse sistema de clivagem. A evolu -
gao desse fenomeno pode ser observado atraves da Fig.6. 
4.1.5. Maci~a au Granulosa~ A rocha exibe aspecto maci9o · com 
pacta 8 ausencia n:itida de elementos lineares ou planares. t: 0 caso .de 
v~rios mirmores, quartzitos e hornfels. 
4.2. Principais texturas 
4.2.1. Palimpses~icas ou reliquiares - Em muitas rochas meta ~ 
m6rficas podem ainda ser notadas texturas preservadas, em maior au menor 
escala, da rocha anterior. e obvio que quanta mais intenso 0 processo me-
tam6rfico menor a possibilidade de que essas texturas reliquiares perman~ 
9am. Nesses casas utiliza-se o prefixo bZasto. Por exemplo denominagoes 
como bZastofitica~ bZastoporfiritiaa servem para nomear texturas igneas 
reliquiares em rochas metamorficas (certos anfibolitos, par exemplo). Os 
termos bZastopsefi.tiaa
3 
bZastopsami.tiea e blastopeli.tiea referem-se a ro-
chas cujas origens rudacea, arenosa e pelitica, respectivamente,podem _ser 
-~ 
.. 
27 
. reconhecidas atraves das text uras sedimentares ainda perceptlveis. 
4.2.2. Deformadas e fragmentadas - As fei9oes metamarficas, re 
lacionadas a metamorfismo dinamico, podem ser obseri;adas tanto em grande B.:!_ 
cala, atraves de falhas que separam blocos angulares e formam brectias tee 
tonicas, como ·Bm escala microscopica, onde os pormenores ressaltam, auxi-
liando a observayao da intensidade e da classifica~ao do material ~ragme~ 
tado. Face ao fato que tais pormenores (muito importantesl sao observados 
ao microscopic, preferiu-se discutir todos as· aspectos das rochas fra·gme.!:!. 
tarias neste item reservado as texturas. As texturas cataeZastica e milo-
nitica referents as roc has nomeadas cataclasit~, milonito (ver capitulo de 
nomenclatura) sao empregadnS com sentidos diferent es na bibliografia 
Williams, Turnner e Gilbert (1956) usam os termos cataclastica e milon:Iti 
ca para indicar intensidade de frag~entagao diversa, mais intensa nos mi~ 
lonitos, que teriam :portanto granulagao mais fina. e menos severa nos ca 
taclasitos. Nesse sentido, a denominar;ao textura uZtramilonitica seria em ,_ 
pregada em casas onde a triturar;ao extrema tivesse reduzido a rocha orig_! 
nal a granulagao muito fina, semelhante a po. Outros autores como Spry 
(1976) preferem utilizar os termos milonito e cataclasito em ~ungao da 
presenga au nao de matriz foliada (ver capitulo de nomenclatura). Julga 
mas este criteria mais objetivo· face a dificuldade de se quantificar 0 
grau de tritura9ao, que torna muito subjetivo a aplicagao dos termos cata 
clasto e milonito. Textura comum em rochas fragmentadas, especialmente em 
quartzites, e a textura ·em mol.dul'U(','mortar texture"), nas quais cristais 
grandes de quartzo, e outros minerais por vezes lenticulares e frequents-
mente portadores de extinyao ondulante e lamelas de deformagao sao cerca-
dos por grande quantidade de cristais de quartzo fin:Issimo. Geneticamente 
tal feit;:ao signi fica que OS crista is ·grandes sao as reliquias da tritwra-
gao representada pela massa fin a que OS emiolve. Os feldspatos sao mais re 
sistentes a trituragao: Fei gao mostrada por vez.es por plagioclasios defo!.:, 
mados e o encurvamento .das lamelas de geminagao. A estrutura lenticular 
("[laser") citada na descri9ao dos migmatites tern sido relacionada por v~ 
rios autores ~ presen9a de olhos alongados de feldspato porfirobl~sticos. 
Alguns cristais deformados mostram caracteristicas peculia-
res. ~ o caso das "kink bands". 
Trata-se de uma parte do cristal cuja orientagao difere da-
quela das regi6es adjacentes par um ~ngulo baixo a moderado (de ati 60°). 
"Kinking" 9 devido a deslizamento ao longo de superficies muito pro ximas 
v-' . I 
V ' 
28 
sendo, a direc:;ao de deslizamento aproximadamente perpendicular ao "kink 
axis". Tal fenomeno e comum em micas, cianitas, piroxenios e anfibolios de 
de rochas deformadas [fig. 7 ). 
4.2.3.Sombras e orlas de pressao - sao fenomenos que ocorrem 
rochas metamorficas deformadas; podendo porem, ser tambem encontrados 
matriz de rocha sedimentar adjacente a nbjetos r!gidos, como fosseis 
em 
na 
8 
seixos. Uma sombra de press§o ("pressure shadow") i uma regiao elipsoidal 
adjacente a urn cristal central rigido (comumente urn porfiroblastol, na 
qual cristalizam-se minerais cuja textura e diferente daquela existents na 
rocha. A foliac:;ao nesses casas emiolve o porfiroblasto e sua "sombru 
pressaa" (Fig. 8 l. 
A "orZ.a de pressao" ('~vressure fringe") difere da sombra, 
face ao fa to de que os minerais que se desenvol vern nessa regiao tem suas 
orienta~oes r~lacionadas com as bordas do cristal rigido (Fig. 9 ). 
Nesses casas, acredita-se, modernamente, que a porfiroblas-
to e mais velho que a foliac:;ao (Spry, 1976) e que resistiu a pressao exer 
cida durante a forma9ao dessa xistosidade, fato .que se reflete nesse mine 
ral atraves de efeitos de deforma~ao tais como extinQao ondulante, lame -
las de deformar;:ao, etc. Tal interpretac;;ao contrapoe-se a anterior segundo 
a qual o porfiroblasto teria "empurrado" a matriz ja existents durante seu 
crescimento em razao da sua forga de cristalizar;:ao [Harker, 1939). Voltar 
-se-a ao assunto quando da descrir;:§o das texturas porfiroblasticas. 
4.2.4. Nematoblastica - Textura formada por minerais prismati -
cas, fibroses ou colunares que se arranjam paralela ou sub-paralelamente. 
Muitos anfibolitos e gnaisses anfiboliticos exibem tal tipo de textura. 
4.2.5. Lepidoblastica - Assim como a anterior', associa-se a ro-
chas de estrutura xistosa, sendo caracterizada pela presenr;:a de minerais 
placoides arranjados paralela au sub-paralelamente. Encontra-se esta tex-
tur.a em mica-xistos, talco-xistos e filitos. 
4.2.6. Granoblastica - Textura caracterizada pela presen9a de 
cristais mais ou menos equidimensionais, que se engrenam uns aos outros , 
sem conferir a amostra nenhuma orientac;e10 preferencial. Ocorrem em rochas 
de estrutura maci~a (desprovidas de xistosidade). · 
Tais texturas ocorrem em rocha~ onde\ influ~ncia de pre•-
sao dirigida (stress) foi peqaenp, e naquelas onde os minerais tem peque~ 
na tendencia de . se alongarem, desenvolvendo normalmente formas equidimen-
sionais, como quartzo, escapolita e calcita par exemplo. Rochas metamorfi 
:. 
.,_ 
-_ .... -
. -
( 0 ) 
(c") 
Fig. 6 - Oesenvolvimento de clivagem de 
creriulagao. 
Fig, 7 - ~Kink band" em biotita. Fig. 8 - 5ombra de pressao. 
Fig. 9 - Orla de pressao. 
Fig. _10- Textura granoblastica . 
Fig. 11 - Textura granoblastica-poligonal. Fig. 12 - Textura decussada. 
29 
r 
30 
cas de cantata, assim como certos metamorfitos de alto grau (granulites 8 
eclogitosl sao comumente possuidores de texturas granoblasticas. Alem do 
tipo de textura "gra:rWblastiea propriamente dito", existem as texturas 
"gra:nobZ.astica poligonal" e "decussada", A primeira caracteriza-se pela 
presenga de agregados xenoblasticos [fig. 10 ). A textura granoblastiaa P£ 
Z.igonal caracteriza-se pela presenga de cristais com formas poligonais e 
cantatas retilineos. 
0 termo textura em mosaico foi tambem utilizado para defi -
nir tal fei~ao. Por vezes OS angulos formados entre OS contatos retilineos 
formam nos pontes triplices angulos de 120° (Fig. ll ). Tal fei9ao depen -
de principalmente do grau de isotropia estrutural dos cristais, que influi 
nas diferengas de estado energetico existentes . nos contornos dos polie-
dros cristalinos. ·com crisb3is perfeitamente isotropicos estruturalmente, 
essa diferen9a de energia sera minima e a textura acima citada (tambem cha 
mada textura de equilibria e formada. Maiores pormenores teoricosser encontrados em Spry (1976). 
pod em 
0 termo deaussada 8 aplicado a texturas granoblasticas cujos 
cristais tendem a ser subidioblasticos, prismaticos e orientados ao acaso 
(Fig. 12 J. 
4.2.7. Porfiroblastica e Poiquiloblastica- A textura porfiro -
blastica e caracterizada pela presen9a de grandes cristais em meio a mas-
sa formada por minerais de dimensoes menores. Spry (1976) admits serempr~ 
por9oes comuns entre diametros de porfiroblastos e minerais da matriz os 
valores de 5 a 10 para 1 (hum). 
0 termo blastopo'X'firitiaa refere-se a textura reliquiar porfiritica que 
ocorre em rocha recristalizada. Se o porfiroblasto contem inclusoes de 
outros minerais, a textura e denominada poiquiloblastica. 0 termo textura 
em peneina e aplicado usualmente quando as inclusoes nao obedecem a qual-
quer orientat;~ID. caso comum de· cordieritas poiquiloblasticas. Em outros c2.. 
sos, tais inclus6es orientam-se segundo padr~es regulares, case das textu 
ras heliciticas e rotaaionais ("sno!J ball" ou "bola de neve"). comumen-
te exibidas por granadas e que serao discutidas mais adiante. 
As rela9oes entre os porfiroblastos e a matriz~ podem mui -
tas vezes fornecer inf'orma~;oes muito uteis sobre a forma~ao da rocha. A 
analise das feigaes que se fara em seguida, pode ser extremamente util na 
definigao das varies episodias ocarridos tanto num evento metamorfico re-
gionol quanta em areas polimetamorficas. Em muitos casas, sera possivel e~ 
--
\ 
31 
tabelecer relagoes entre as sucessivas interag6es entre fases de deforma-
" 960 e recristaliza96o. 
Antes de se descrever as diversas rela9oes possiveis entre 
por-Firoblastos e xistosidade da matriz. citar-se-ao os mecanismos de cres 
cimento desses minerais. 
Porfiroblastos contornados pela foliaGaO, que muda sua dire 
gao sem perturba-los (Figura 13) foram interpretados como cristais com 
grande "forga de cristalizagao". 8 que em razao desse fato "empurraram" a 
xistosidade durante seu crescimento (Harker, 1939). Tal conceito tern sido 
negado modernamente e varios autores, embora admitindo a existencia dessa 
fon;a, nao a creem suficiente para provocar tal feigao. Spry (1976) in -
terpreta tais porfiroblastos como anteriores a deforma9a0 da xistosidade 
argumentando que fatores como a fragmentagao do porfiroblasto. a forma9ao 
de sombras de pressao e as orientagoes discordantes das xistosidades in -
terna (orientagao de inclusoes no porfiroblasto) e externa Cxistosida-
de da matriz) sao provas evidentes de que tais minerais precedem a defor-
ma9a.o da matriz. 
. . . 
Outro mecanisme existents ·para o crescimento de porfirobla~ 
tos e 0 da substituir;ao a volume constants. Nesses casas, OS porfiroblas-
tos crescem "em cima" da xistosi~ade au estratifica~~o existentes. sem 
deforma-las. A orientagao das inclusoes dentro do porfiroblasta (xistosi-
dade interna Si) coincidira cam a apresentada pelos elementos da matriz 
(xistosidade externa SeJ (Figura 14). 
A maioria dos porfiroblastos em rochas peliticas (andalusi-
ta. cianita. sillimanita. estaurolita, granada, etc.) sao minerais ricos 
em aluminio. Tal ion e · pouco moveL e. segundo Carmichael (1969) esta se-
ria a causa do nlimero abundante .de inclusoes muitas vezes apresentadas por 
tais porfiroblastos. 
Areas aluminosas ricas ~ - 1 "impurez-as" (uma camada argil_£ 
sa rica em quartzo, par exemplol poderi~~ gerar. no metamorfismo, um porf~ 
robl~sto. digamos de estaurolita, rico em inclusoes de quartzo. 0 Cresci-
mento do porfiroblasto se desenvolveria nos pontos onde havia aluminio s~ 
ficiente, de molde a cercar as areas pouco aluminosas, tornando-as inclu-
S09S. 
Esse mecanismo explica ·porque minerais com mais Al em sua 
formula qu!mica, contem geralmente mais inclusoes que aqueles mais pobres 
nesse elemento. Por exemplo, biotitas contem geralmente menos inclusoes 
32 
Fig. 13 - Porfirob1asto contornado pe1a 
fohac;;ao. 
Fig. 14 - Porfiroblasto p6s-ciinem~tico. 
Deformac;ao Pos- Cristalino 
Cristalizac;ao · I Pre-C inemcitica 
Deformoyoo que 
resulta em giro-
relative do porfi· 
roblasto 
Cizalhamento pu-
ro perpendicular 
a xistosidade 
Deformac;ao que 
resulta em ere-
nulocao do cliva 
gem ou xistosida· 
de anterior 
Sin -Cristalino 
Sin -Cinematico 
~ 
~ 
Pre-Cristalina 
Pos-Cinematico 
I 
I __.... 
I 
I ~§ I 
I -
Fig. 15 - Esquema da relagao entre as epocas de 
desenvolvimento de porfiroblastos e as 
epocos de formac;;ao das foliac;;oes. 
; . ..... 
-;: ._ 
' ·· .. .-_ . .:-;~ 
-.--~ 
" 
"'-
....... 
... -
--
33 
que granadas. Essa explicagao e geralmente aceita para rochas de grau bai 
xo a media, onde a mobilidade .do aluminio ainda e considerada baixa. Em 
condi9oes de P e T mais elevados, porem, ou seja a partir: dos estagios 
mais altos do facies anfibolito, .tal explica9a0 nao : e valida fa-ce ao aumen 
to da mobilidade do aluminio ( seja como ions, em soluc;:ao, etc.). Nesses 
casas os porfiroblastos tendem a ter menos inclusoes, sendo portanto mais 
continuos. Exemplo a ser citado refere-se a sillimanite, mineral formado a 
altas :temperatures e geralmente isento de inclusoes. 
Em varios casas, pode-se, atraves de exame microscopico, ob 
servan-do-~e especificamente como se dispoem as inclusoes dos porfiroblas-
tos em rel~ao a xistosidade externa (Se),relacionar-se idades relatives en 
tre fases de deformagao e crescimento de porfiroblastos. No exemplo da Fig, 
15 supoe-se que uma c1ivagem ou xistosidade ja estava presents na rocha 
antes da deformagao. Nesse exemplo, admite-se que as seguintes relagoes 
sao possiveis: 
a) 0 crescimento do porfiroblasto antecedeu a deformagao [cristalizagao 
pre cinematica e deforma9ao pos-cristalinaJ. 
b) 0 crescimento do porfiroblasto 8 concomitente com a deformac;:ao [crista 
lizac;:ao sin-cinematics e deformagao sin-cristalina). 
cJ o crescimento do porfiroblasto e posterior a deformac;:ao (cristalizagElO 
pos-cinematica e deformagao pre-cristalina). 
As deformac;:oes admitidas no exemplo citado sao: 
1) Oeformac;:ao que resulta numa rotac;:ao relativa entre o porfiroblasto e a 
xistosidade circundants. 
2) Deformagao que nao resulta em nenhuma rotac;:ao entre o porfiroblasto e 
a xistosidade circundante; provindo de c'izalhamento ( npure sh'ear"). 
3) Deformagao que ' resulta na crenulagao da clivagem ou xistosidade ante-
rior. 
Como exemplo da evolugao completa da formagao de urn porfir!?_ 
blasto sin-cinematico, produzido por _deformac;:ao que resultou no ~ira rela 
tivo desse mineral em relac;:ao a xistosidade observe a Figura 16 Tal 
mecanisme da origem a texture denominada "bola de neve" ou "snOUJ ball" co 
mum em granadas. A chamada textura helidtica 8 representada por i~~lu ~ 
soes nci~ porfiroblastos que representam feic;:ao meis antiga que 0 cristal. 
t: 0 caso de defonnagao pre-cristalina e crescimento pos-cinematico e seu 
aspecto pode ser representado pela Fig. 17. 
4.2.8. Maculada- 0 termo textura maculada pods ser empregado 
------ ------------ --------· 
-~:: ~f= -- ..... ------ --------------
a h _ 
d 
Fig. 16 Forma9ao de porfiroblasto sin-cinema-
tico. 
Fig. 17 - Textura helidtica. 
34 
~ -
·"-
35 
tanto em rochas 9orfiroblasticas, carne, rnais comumente, em especimens on-
de manchas ou agreg~dos significando inic5.o de cristalizagao ou segrega 
gao de materia carbonosa e outras impurezds, ocorrem dispersas em meio a 
matriz. Tal textura aparece com mais frequencia em ardosias e xistos onde 
porfiroblastos incipientes de andaluzita ou cordierita, ou agregados ovoi 
des de mica de granulagao mais grossa, espalham-se em meio a matriz argi-
losa, dando origem ao que se chama ar-dosias ou xistos mosqueados. 
Concluindo, deseja- se comentar o seguinte aspecto: o crib~-· 
. . . 
rio distintivo entre textura e estrutura, estabelecido no inicio do pre -: 
SSnte CapitUlO, atraves da defini9a0 de ambos OS termos, par8C8 B prime~ 
ra vista facil de ser seguido. ExistBITl, porem, varias feigoes que provo-
cam controversias. As feigoes reliquiares, as fragmentarias e. deformadas 
e a m~culosa, por exemplo poderiam ser encaradas como estruturas ou textu 
ras pais tanto 'podem ser observaveis em escala de afloramento ou amostra 
de mao,como microscopicamente. Par isso OS autores classificam tais fei-
goes ora de um modo, ora de outro, . de acordo com sua opiniao pessoal. Em 
nossa opiniao, tais fei9oes foram classificadas como texturas porque, em~ 
bora visiveis macroscopicamente, seus pormenores que permitem estudo mais 
corrpleto sao muito mais visiveis e esclarecedores microscopicamente. 
36 
5. CARACTERfSTJCAS BAS/CAS DAS REA~OES METAMORFICAS 
0 exa.me de rochas metamorficas :tevela : a) a -ass.embleia mi-
neralogica; b) a distribuigao de elementos entre os minerais (partigaol , 
s~ an~lises qu!micas foram efetuadas. 0 problema do petrologo e inferir 
dessas informagoes as condigoes metamorficas que operaram a epoca da 
formar;;ao da assembleia mineralogica. Essas condigoes dependem principal -
mente da pressao,da temperatura e das fragoes molares (que refletem a 
atividade dos componentes moveisl.A finalidade do petrologo e colocar tal 
aisembleia num diagrama P-T-X. Esse tipo de estudo deve levar a dedugao 
do grau metamorfico, e de reagoes importantes que conduziram a sua forma 
gao. Tais dados sao frequentemente comparados com curvas obtidas atraves 
de dados termodinamicos. 
Uma rear;;ao metamorfica pode ser revers:l:vel ou irrevers:fvel. 
0 fator iovernante e a eneiiialivre de Gibbs (A Gl expressa pela formula: 
t.G = llH - TllS + [P-1) ..!:';!_ 
. 41,8 
onde llH, 6S e 6V sao variago~s de entalpia, entr·oria p, volume respectivame~ 
· te e T e a temperatura e P a pressao. No caso comum em que bG. llH e llS sao 
expressos em calorias e cal/mol e llV em cm3 urn coeficiente de 41,8 8 usa-
do. Se 6V e expresso em cal/bar tal fator desaparece . 
. Se AG = 0 a equagao A + 8 :;_ C + 0 e reversivei; sendo 6G ;i 0, 
ha i:i-reversibilidade. 
A inclinaQao e o tipo de declive (positive ou negative) das 
curvas de equilibria e dada pela equagao de Cassius-Clyp~ron. expressa da 
segunte forma: 
dP llS 
dT - AV X 41,8 
Veremos exemplos de seu uso adiante. 
As rea9oes metamorficas podem ser englobadas em quatro gra~ 
des grupos: 
a) rea9oes solido-s6lido 
b) rea9oes de desidratagao 
c) re_at;:oes de descarboni tizagao 
d) reag~es de oxida9ao ' ~educao. 
S.l.Solido-solido. isto e, entre fasE ;olidas, nao envolvendo lih~raQ~O de 
volateis. 
-· 
.-
37 
Como exemplo desse tipo de rea9ao citar~mos a reacao entre 
. os polimorfos Al2 SiOs . Tais poliollOrfOS sao largamente distribu..:!:_ 
dos em xistos peliticos e por isso consideravel numero de pesquisas fo ._ 
.ram efetuadas para usa-los como termometros e barometros geologicos. Esse 
trabalho e infelizmente atrapaltlado par obstaculo insuperavel que e comum 
a grande numero de reagoes soklo- solido de silicates: os pequenos vale-
res de ~S. 6H, 6V e 6G para as reag5es que os envolvem. Tal fate causa 
grandes imprecisoes na relagao ~~ e portanto na inclinage!O da curva 
As experi~ncias mais antigas se depararam com a dificul~ade de revert~r 
as reagoes, conseguindo issa em temperaturas muito altas, -fc:ira do campo m~ 
tamorfico. As experiencias de Clark 
de na reagao cianita t sillimanita. 
(1961) mostraram essa dificulda 
Ve-se nessa experi~ncia que 
as poss!veis burvas tinham declives que variava~ de 10 a 20 bars/grau. 
Atualmente um des va~ores mais aceitas e : 
dP 65 
dT = 6V X 41,8 
cianita ! sillimanita 
S - 29,55 cal/grau. 
V - 43,89 cm 3/bar 
32,59 cal/grau. 
V - 49,74 cm3/bar 
dP = 3,04 41 8 = 21 7 bars dT 5,85 x ~ ' grau 
Face a eisas ~equenas diferengas de 6S, ~H e 6V problemas experimentais 
as vezes aparentemente pequenoS como granula9a0 . d0 material, USO de Cadi-
nhos de ouro ou platina, sem se falar em detalhes mais so-fisticados, caw-
sam resultados diferentes. Assim a tabela referente a posi~ao do PO.!:_ 
~o friplice cianita-sillimanita-andalusita has trabalhos mais 
modernos mostra: 
Newton - 1966 
W"P._ill- 1966 
Althaus - 1067 
Pungine e 
Kitarov- 1968 
Ricr,ard: ;on -1969 · 
et al 
Holdway - 1971 
540 
622 
501 
P (Kbars) 
4,0 
2,4 
6,5 
7,6 
5,5 
3,76 
Os dados mais aceitos modernamente sao os de Richardson 
et al.~969) e os de Althaus (1967, 1969) (que colocam a ponto triplice 
proximos a soo0 c e a pressoes de 5,5 e 6,5 Kb respectivamentel face a sua 
........ 
38 
compe·ra9ao com parageneses geologicas. A escolha de um au outre ponto ' va-
ria de autor para autor. Sese atentar,por exemplo,para o fato de que ·e; 
rarfssima a ocorrencia de cianita e cordierita na mesma especie, o ponto 
triplice de Althaus seria preferivel (Fig. 18 ). Winkler (1974) prefers 
ao inves de aceitar u~ ou outro admitir uma banda entre as curvas cianita 
/sillimanita e cianita/andalusita, face as experiencias de ·Althaus 
(1968), que descobriu que 0,5% Fe203 substituindo Al2D3 em sillimani 
·ta aumenta ni tidamente a pressao necessaria para transforma-la em ciani ta, 
se se compara tal com a fase livre de ferro. No campo a sequencia. mais 
comum com aumento de temperatura e andalusita-sillimanita e cianita-silli 
manita. Em alguns casas tem-se encontrada dais polimorfas na mesma rocha. 
ou ainda os tres juntos. Isto pede ser interpretado como ponte de equili-
bria, o que 8 teoricame_nte mais rare. ou mais logicamente em rnao de de-
sequilibrio, ocorrendo um polimorfo metaestavelmente dentro do campo do 
outro. Por exemplo,se numa regiao tivesse ocorrido metamorfismo compati-
vel com pressao do campo da cianita, seg:.Jindo-se um levantamento 
da area poderia aparecer um polimorfo de P baixa (andaluzita , 
par e~emplo), conservando-se metaestavelmente Cianita. Tal exemplo parece 
ocorrer nos Alpes onde sao descritas cianitas em terrenos onde a pressio 
nao excedc a 2 Kb, de acordo com geobarometria indicada par certos mine-
rais. Alias, de acordo com Turner (1968) a sobrevivencia de minerais for 
mados por rea96es do tipo solido-solido com abaixamento de P e T. 8 muito 
mais provavel do que aqueles envolvendo desidrata9ao ou descarbo~atiza9ao. 
A tabela seguinte lista algumas rea908S solido-solido impo~ 
tantes, mostradas pela Fig. 18. 
Rea\fao D.S !J.V dP 
dT 
1) Aragonita + calcita 0,97 2,8 14,5 
2) Cianita + andalusita 2,26 7,3 12,7 
3) Andalusita + sillimanita 0,69 -:1,6 -18.0 
4) 2 Jadeita + nefelina + albita 20,6 33.8 25,5 
5) Jadeita + quartzo + albita 12,9 17,3 31,2 
6) Lawsonita + 2 quartzo + Waikarita 34;2 44,1 32,5 
7) Grossularia + quartzo + 
-+ wollastoni ta + anorti ta 20,1 32,7 25,7 
~-
:.~. 
--
~·-
39 
A maiaria das rea~oes metam6rficas ocorrendo cam aumento de 
temperatura causa libera~ao da H20 .das fases solidas como exemplificadO 
abaixo: 
pirofilita cianita quartzo 
Muscovita Qz sillimani ta 
Muscovi ta corindon K-Feldsp. (Fig: 19 ) 
Nessas rea9oes, em metamorfismo progr~ssivo normal, assume-
-se que a fase flufda aquosa liberada esta a mesma T e P das fases soli 
das em cantata Ps. 0 volume total e _a entropia to-
tal dos produtos sao maiores que OS dos reagentes ate varios Kb porque 0 
volume de H20 liberado e grande. Considerarido a equagao de 
Clyperon: 
dP LiS 
dT = LiV x 41,8 (bar/grau) 
tem-se que: 
Cassius -
sendo LiS e 6V ambos positives ~+ e positive. A curva de 
equilibria tern declive (+J. A pressoes ate 1 Kb, AVe muito grande e ~~ - e 
. - dP .t · pequeno. Um aumento ate 3 Kb reduz a volume de HzO liberada, e dT aumen a. 
A pressoes acima de 3Kb a curva f ir-a rndj.s reta, as semelllando-se a · reat;oes solido 
-s6lidcr. 0 efeito da press~o no equilibria a essas temperatu~a~ ~ peque-
no. Para exemplificar a irnport~ncia de HzO a baixas press5es 6alculamos 
dP o ~ . ~ 
dT a 700 e 2 Kb na reac;:ao Mi lS + K - feldspato + corindon + H2.0 
dP !J.S 41,8 dT b.V X 
, b.V D.VF + tJ.Vc + fJ.VH 0 - b.VM 
2 
109,0 ... z5;s + 35,3 - 140,6 = + 29,3 cm 3 
ll.S = 129,3 + 42,3 + 37,3 - 189,1