Petrologia Metamórfica

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Petrologia Metamórfica 
Definição 
O conjunto de fenômenos geológicos que produzem transformações físico- 
químicas e rearranjos texturais e estruturais nas rochas sedimentares, ígneas, ou até 
mesmo metamórficas, são denominados de ​processos metamórficos​. Estes 
processos são provocados principalmente por mudanças significativas na temperatura e na 
pressão nas quais as rochas originais (​protolitos​) foram geradas, e em deformação, que 
causam a recristalização dos minerais em estado sólido e o estabelecimento de novas 
texturas e estruturas. 
Assim, uma rocha sedimentar silto-argilosa, que tem seus minerais estáveis 
nas condições físico-químicas da superfície da crosta, ou próximas delas, que 
correspondem a temperaturas e pressões baixas e deformações inexistentes ou muito 
fracas, ao ser colocada em um ambiente de crustal mais profundo, será gradativamente 
aquecida e submetida a pressões mais elevadas e, dependendo do tipo do evento 
metamórfico, sofrerá deformações. ​Nestas condições não mais serão estáveis os 
argilo-minerais, que serão recristalizados em minerais estáveis nas novas condições​, 
como as micas, e os minerais preexistentes e os neoformados poderão ser orientados 
preferencialmente segundo as​ foliações metamórficas​, resultando em novas texturas 
e estruturas, muitas delas características dos processos metamórficos que as geram, 
resultando nas rochas metamórficas. 
O metamorfismo pode ser considerado, em geral, como ​isoquímico​, exceto 
para as fases fluidas, ou seja, não devem ocorrer mudanças significativas na 
composição química do metamorfito em relação ao protolito. Quando há mudanças 
sensíveis na na composição do produto metamórfico, com introdução ou remoção de 
compostos químicos distintos da água e de outros fluidos, o processo é chamado de 
metassomático​. 
 
Limites Físicos do Metamorfismo 
A passagem da diagênese para rochas incipientemente metamorfizadas ocorre de 
modo gradual e somente pode ser identificada com base em estudos ​microscópicos​, de 
difração de raios X, de reflectância da matéria carbonosa, de microscopia eletrônica (SEM, 
HRTEM E AEM) e de microssonda eletrônica. Os produtos do início do metamorfismo, 
entretanto, são diferentes para cada tipo de rocha e ocorrem em temperaturas variando 
entre 150 e 300 oC. Em algumas rochas, como em arenitos e calcáreos muito puros, 
usualmente não são observadas mudanças texturais ou mineralógicas indicativas do início 
do metamorfismo, enquanto intercalações de evaporitos, argilitos, arcóseos, hialoclastitos, 
tufos e vulcânicas nas mesmas rochas encontrem metamorfizadas. ​Consequentemente, 
em rochas metamorfizadas em grau muito baixo, comumente há intercalações de rochas 
não metamórficas. 
O limite entre a diagênese e o metamorfismo é estabelecido pelo quase total 
desaparecimento dos argilo-minerais​, entre 150 e 300 oC, que são transformados em 
micas, e da matéria orgânica, que é destilada, resultando em material carbonoso ou 
grafita, em temperaturas, respectivamente, mais baixas e mais altas. 
 
 
Figura: Limites físicos do metamorfismo, onde (L) identifica o campo da diagênese, 
(G1) a fusão mínima granítica hidratada, (G2) a fusão mínima granítica anidra, (B1) a fusão 
de rochas básicas hidratadas, (B2) a fusão de rochas básicas anidras, (OT1) o início da 
fusão de olivina tholeiito hidratado, (OT2) a fusão total de olivina tholeiito, (P), o início da 
fusão de metapelitos, (C) o campo de formação de rochas com coesita, (D) o início de 
formação de microdiamantes e (EMC) a espessura máxima da crosta. 
 
Em rochas hidratadas o aumento da temperatura poderá provocar a fusão total da 
rocha metamórfica, definindo o limite superior do metamorfismo, que pode variar de pouco 
mais de 650 a mais de 1100 oC. Entretanto, usualmente as rochas se fundem 
incongruentemente, fazendo com que haja um estágio intermediário ​entre as rochas 
metamórficas e ígneas, representadas pelos ​migmatitos​, que são incluidos no conjunto das 
rochas metamórficas. 
 
MIGMA​: Sederholm (1907) introduziu na litosfera esse prefixo grego que significa 
mistura. No caso, mistura de processos magmáticos (estado líquido) e metamórficos 
(estado sólido). 
 
Um migmatito é uma rocha composta por duas ou mais porções petrográficas 
diferentes. Uma é a rocha hospedeira (mãe) num estágio mais ou menos metamórfico, e a 
outra apresenta caráter granítico, por exemplo. É formado por fusão parcial, isto é, 
anatexia​. É gerado em áreas de ​graus metamórficos altos a médios​. É uma rocha 
metamórfica silicatada, heterogênea em escala de mão e de afloramento, composta de 
complexos arranjos de porções claras e escuras, em que as partes escuras têm 
características metamórficas e as claras têm aspecto ígneo. 
Os migmatitos são constituídos por: 
● Leucossoma​: porção clara, que comumente representa a porção que foi 
fundida (o metatecto; quartzo-feldspático); 
● Melanossoma:​ porção mais escura; restito da fusão (resíduo da rocha 
original rico em minerais ferromagnesianos, como a biotita); 
● Mesossoma​: porção de cor intermediária entre o leucossoma e o 
melanossoma. É o paleossoma migmatizado, tratando-se de um restito 
após a segregação de massa fundida; 
● Paleossoma​: rocha protolito não migmatizada (gnaisse, mica, xistos, etc). 
 
Obs​: As porções neoformadas do migmatito (metatectos e restitos) são o 
neossoma (melanossoma + leucossoma). Restitos são remanescentes de uma rocha 
metamórfica, da qual uma quantidade considerável de componentes mais móveis foi 
extraída (comumente por fusão parcial). Em geral, o melanossoma é o restito e o 
leucossoma é o metatecto. 
 
Quanto ao grau de fusão: 
● Metatexito: o volume de fusão parcial é baixo; 
● Diatexito: o volume de fusão é alto, e a fusão tem distribuição homogênea. 
 
 
 
Tipos de Migmatito quanto à estrutura (nomenclatura de Sawyer, 
2008) 
Metatexitos Transição Diatexitos 
Bolsões Dobradas Schollen 
Nebulíticos Em veios Schlieren 
Em rede 
Dilatação 
Estromáticas 
 
● Estrutura em bolsões​: são bolsões de neossoma in situ não foliada. Possuem 
forma arredondada ou oval. Corpos tabulares podem ocorrer se a fusão é 
confinada em finas camadas ou certos planos. 
● Estrutura nebulítica​: grandes bolsões de neossoma que apresentam bordas 
difusas. 
● Estrutura de dilatação​: o leucossoma ocorre em sítios estruturais dilatantes em 
camadas mais competentes do migmatito (espaços entre boudins, sombra de 
pressão ou em fraturas). 
● Estrutura em rede​: o leucossoma ocorre em dois ou mais conjuntos sistemáticos 
que ao se interceptarem formam um padrão em rede. O padrão em rede descreve 
a forma de um losango ou blocos poligonais de rocha mais escura. 
● Estrutura estromática​: apresenta numerosas bandas finas e lateralmente 
persistentes de leucossoma. Essas bandas são orientadas paralelamente ao 
principal plano de anisotropia do paleossoma (associadas a baixa deformação ou 
devido a transposição). 
● Estrutura Schollen​: comum também na transição de metatexitos para diatexitos. É 
caracterizada por remanescentes de paleossoma na forma de raft (enclaves), 
litologias resistentes ou melanossomas. 
● Estrutura Schlieren​: estruturas bem desenvolvidas induzidas por fluxo, que é 
indicada por trilha de minerais placóides ou elongados (ex.: biotita, sillimanita, 
plagioclásio, ortopiroxênio, anfibólio). A passagem da estrutura schollen para a 
schlieren é atingida pelo aumento da fração fundida ou pela razão 
neossoma/paleossoma. 
● Estrutura dobrada​: geralmente apresenta morfologias que são controladas por 
relativa diferença na competência entre camadas no paleossoma. 
● Estrutura em veios​: contém uma ou mais gerações de veios leucocráticos 
discordantes. Composição: granítica, granodiorítica, ou tonalítica. 
 
 
 
Fatores que Controlamo Metamorfismo 
O metamorfismo é causado por agentes externos à rocha, quais sejam: 
temperatura, pressão litostática, pressão dirigida, composição dos fluidos intersticiais, 
tempo de atuação dos processos, taxa das reações metamórficas e taxa de nucleação dos 
minerais​. Também fundamental a composição química total da rocha, pois protolitos de 
composições diferenciadas, mesmo que levemente, quando submetidos a idênticas 
condições de P−T, podem resultar em diferentes tipos de metamorfitos. 
 
● Temperatura​: A temperatura é o principal agente da transformação metamórfica, 
bem evidenciado pelo surgimento sequenciado das ​isógradas​, que correspondem a 
superfícies internas à crosta, que ocorrem grosseiramente com linhas na superfície, 
onde a temperatura da rocha é aproximadamente a mesma, resultando em um 
metamorfismo em uma determinada intensidade, ou seja, do mesmo grau. O 
suprimento de calor nos processos metamórficos é devido ao aumento gradativo da 
temperatura com a profundidade, ou seja, ao grau geotérmico, que varia de < 6 a 
60 oC/km, com média ao redor de 30 oC/km. Em zonas de subducção o grau 
geotérmico varia de 5 a cerca de 20 oC/km, em rifts continentais de 20 a 40 oC/km 
e em arcos magmáticos de 40 a 60 oC. Nos crátons o grau geotérmico varia de 
pouco menos de 10 a cerca de 15 oC/km e em zonas de expansão de assoalho 
oceânico em ofiolitos, especialmente nos complexos de diques, o grau geotérmico 
pode superar 180 oC/km. 
O aquecimento que transforma as rochas é basicamente controlado pela 
perda de energia do manto​, em taxas que dependem do tipo da crosta, dos 
desequilíbrios térmicos no manto​, com a formação de plumas, e dos ​litotipos da 
crosta que conduz o calor​. Deve-se também à presença de ​corpos ígneos 
resfriando-se nas proximidades das rochas que estão sendo metamorfizadas, ao 
decaimento radioativo de elementos químicos​ e à ​penetração de fluidos 
hidrotermais​, derivados da desidratação metamórfica de minerais, de fontes ígneas 
ou de águas conatas aquecidas. 
 
Obs​.: Com a exumação das rochas metamórficas há redução gradativa da 
temperatura, com conseqüentes ​reequilíbrios metamórficos​, em processo 
denominado ​retrometamorfismo​. 
 
● Pressão​: 
○ Pressão litostática​: A pressão litostática é análoga à pressão hidrostática, 
ou seja, atua com a mesma intensidade em todas as direções. O aumento 
da pressão litostática é produzido pela carga das rochas superpostas, 
causada pelo acúmulo de sedimentos e rochas vulcânicas em bacias 
sedimentares ou pela superposição de fatias tectônicas por cavalgamento 
ou dobramentos recumbentes, em zonas de encurtamento crustal. Com o 
aumento da pressão litostática há um aumento gradativo da densidade das 
rochas pela ​redução dos espaços intersticiais​ ou pela ​transformação dos 
minerais menos densos em outros mais densos​. Na ausência ou na 
insaturação de fluido nos poros a carga é transmitida pelo contato entre os 
grãos da rocha. 
○ Pressão dirigida​: diferencia-se da pressão litostática por ser vetorial, ou 
seja, não age com a mesma intensidade em todas as direções. Por ser de 
intensidade relativamente bem menor que a anterior, não é significativa para 
transformação de fases minerais, mas é muito importante, por produzir 
texturas e estruturas metamórficas, como as ​foliações​ (dadas pelo arranjo 
aproximadamente isorientado dos minerais), pelo ​dobramento de 
superfícies​ (como o acamamento ou outras foliações metamórficas), pela 
rotação de porfiroblastos​ (cristais relativamente maiores que a matriz), 
cataclase dos minerais (quebra e moagem), etc. O conjunto das texturas e 
sua cronologia relativa são imprescindíveis ao estudo da evolução do 
metamorfismo em suas fases progressivas ou retrógradas. 
Devido à distorção e quebra dos retículos cristalinos, a pressão 
dirigida favorece muito as reações metamórficas e o reequilíbrio dos 
minerais nas novas condições, que, na falta da deformação, podem 
permanecer meta-estáveis, devido à lenta cinética química da maioria dos 
minerais. 
○ Pressão de fluidos​: Normalmente os interstícios entre os minerais das 
rochas são saturados em fluidos, que acabam submetidos uma pressão 
igual à pressão litostática. Uma vez que os fluidos podem migrar pelos 
poros, fissuras, fraturas e foliações, eles podem ser acrescentados ou 
removidos da rocha. 
 
● Fluido​: Os fluidos são herdados do próprio protólito ou originados da 
desestabilização de minerais (silicatos hidratados, carbonatos e sulfetos). A 
presença de fluidos nas rochas durante o metamorfismo pode ser evidenciado pela 
presença de minerais hidratados (micas e anfibólio) e/ou carbonatos, e pela 
inclusão de líquidos e/ou gases em minerais metamórficos. 
 
● Composição química da rocha​: a variação composicional de alguns elementos 
químicos dentro de certos limites podem ser fortemente condicionadas do 
surgimento ou não de determinados minerais metamórficos em rochas situadas em 
idênticas condições de P-T. Em metapelitos, por exemplo, poderá ou não ser 
cristalizada biotita, cordierita, cloritóide e cianita, em função da fração molar de FeO 
e MgO (XFeMg) e da proporção de Al2O3 no sistema químico. 
 
● Tempo​: Um ciclo metamórfico regional dura entre 10 a 50 milhões de anos, onde o 
metamorfismo avança cerca de 1 cm a cada 8 anos. 
O desencadeamento dos processos metamórficos em cinturões 
orogenéticos causa um distúrbio nas isotermas, cuja recomposição leva um tempo 
variável em função de diversos processos geológicos. A estes processos 
associam-se deformações que antecedem, são concomitantes ou posteriores à 
recomposição das isotermas, o que faz com que as texturas e estruturas das 
rochas metamórficas registrem sequencialmente eventos de aquecimento e 
resfriamento e de deformação ou não, o que permite o estabelecimento de uma 
cronologia relativa de eventos. Como esta cronologia pode ser correlacionável com 
o aumento e redução da pressão (P) e da temperatura (T), com as foliações 
metamórficas (d) seqüenciadas e pelas substituições e consumo dos minerais, 
pode-se estabelecer uma cronologia relativa ou absoluta (t), permitindo a 
elaboração das trajetórias metamórficas. 
 
Estruturas Metamórficas 
As estruturas das rochas metamórficas são feições geométricas dadas pelo 
arranjo de minerais​ ou ​planos de descontinuidade física​ gerados pelos processos 
metamórficos, observáveis em amostra de mão ou em escala de afloramentos. 
Também são definidas por estruturas ígneas, sedimentares ou metamórficas que, 
apesar da recristalização metamórfica, podem ainda ser reconhecidas. Este aspecto é 
mais notável em rochas de grau metamórfico mais baixo. Neste caso, adota-se para a 
identificação das estruturas o mesmo nome da estrutura original, acrescentando-se o 
prefixo blasto​. Entretanto, na descrição de um litotipo torna-se, por vezes, pouco prática a 
utilização desta regra e, comumente, pode ser mantida a denominação original, como, por 
exemplo, “metabasaltos com pillow-lavas” ou metabasaltos com relíquias de pillow-lavas” 
ao invés de “metabasaltos com blastopillow-lavas”. 
 
● Microestrutura​: estrutura em lâmina delgada ou escala menor 
● Mesoestrutura​: estrutura na escala de amostra de mão 
● Megaestrutura​: estrutura em afloramento ou em escala maior 
 
Há um grande número de estruturas identificáveis em rochas metamórficas, mas as 
principais delas são: 
● Reliquiares​: são ​resquícios identificáveis de estruturas prévias ao evento 
metamórfico considerado. A preservação depende muito do grau de 
recristalização e da intensidade da transposição tectônica, sendo 
dificilmente encontradas em terrenos de alto grau. Na sua nomenclatura, 
acrescenta-se o prefixo blasto ao nome da estrutura original, quando 
cabível. Como exemplos podem ser citadas ​estratificações cruzadas​, 
marcas de ondas ou solas​, ​granodescrescência​, laminação plano-paralela​, 
seixos pingados​,​ pillow lavas​, ​brechas vulcânicasou sedimentares​, etc. 
 
● Foliações metamórficas​: são ​planos gerados pela pressão dirigida nos 
quais geralmente cristalizam-se os minerais metamórficos e são 
identificadas cronologicamente como S1, S2, S3, S…, sendo que a S1 é a 
primeira foliação metamórfica do evento considerado. A foliação geralmente 
é dada pela ​isorientação de minerais placóides, tabulares, prismáticos e 
aciculares​, mas pode também ser definida pelo ​estiramento e recristalização 
de qualquer mineral​, como o quartzo, os carbonatos e os feldspatos. 
 
Obs​.: Qualquer feição ​planar repetitiva ou feições planares 
penetrativas numa rocha. 
 
 
 
○ Clivagem ardosiana​: ocorre em rochas formadas em baixas 
temperaturas, de granulação muito fina, usualmente ​menores que 
0,05 mm (os minerais não são indistinguíveis a olho nú) e 
constitui-se em planos bem definidos e de espaçamento cerrado. 
○ Clivagem disjuntiva​: clivagem espaçada que é independente de 
qualquer orientação mineral preexistente na rocha. 
○ Clivagem de crenulação​: tipo de clivagem espaçada desenvolvida 
durante a crenulação de uma foliação preexistente e com orientação 
paralela ao plano axial da crenulação. 
 
○ Foliação filítica​: são típicas para rochas formadas em P−T um pouco 
maiores que as anteriores e são caracterizadas pela ​granulação um 
pouco maior​, mas ainda com os minerais indistinguíveis a olho nú. 
○ Xistosidade​: varia de fina a muito grossa, ocorre em rochas onde os 
minerais já podem ser identificados ​macroscopicamente e, 
gradativamente, os ​planos vão se tornando menos definidos e mais 
corrugados​, em função da pressão e temperatura mais elevadas e 
da cristalização de minerais maiores que os demais, como a 
granada e a estaurolita​. Estas rochas são, caracteristicamente 
micáceas​. 
■ Xistosidade bem desenvolvida: quando a rocha apresenta 
forte orientação preferencial (< 1cm); 
■ Xistosidade mal desenvolvida: quando a rocha apresenta 
fraca orientação preferencial (> 1cm). 
○ Foliação gnáissica​: é típica de rochas quartzo-feldspáticas, formadas 
principalmente pela reação da ​muscovita + quartzo​, quando de 
origem pelítica, em P - T muito mais altas (acima de 640 oC). 
Geralmente as rochas são ​bandadas​, com os ​planos da foliação 
geralmente mal definidos​, mas mesmo quando as feições planares 
são nítidas, a partição da rocha é difícil. A foliação é definida pela 
orientação do quartzo e dos feldspatos e/ou dos anfibólios e biotita 
presentes. 
■ Mecanismos de formação do bandamento gnaissico: 
● Segregação mecânica​, onde os minerais mais dúcteis 
migram do flanco da dobra para as zonas de 
charneira, onde P é menor; 
● Diferenciação metamórfica​, resultante da migração 
diferencial dos elementos químicos (em geral, 
promovida por gradiente de deformação) - dissolução 
de minerais félsicos pelos fluidos metamórficos com 
transporte de íons de um local da rocha para outro 
onde a nucleação e o crescimento de cristais ocorre 
de forma preferencial; 
● Fusão parcial (anatexia)​, onde nesse caso a rocha é 
um migmatito. 
 
 
 
● Lineações​: são definidas pela presença de ​minerais prismáticos​, 
aproximadamente isorientados, ou pela ​intersecção de planos de foliações 
metamórficas com outras estruturas planares​, como o acamamento 
sedimentar, ou mesmo uma foliação metamórfica pré-existente. Também 
são definidas pela ​intersecção de foliações ou pelo ​cisalhamento entre 
planos​ com diferentes composições em dobramentos cilíndricos. 
 
Obs​.: Qualquer feição ​linear numa rocha que ocorre de forma repetitiva ou 
penetrativa. 
 
 
 
● Maciça​: rocha que ​não apresenta foliação ou bandamento​. A falta de foliação 
indica predominância da recristalização e ausência ou quase de deformação, o que 
é típico de metamorfismo de contato ou de alto grau. A falta de bandamento 
deve-se ao protolito. Por exemplo: mármore, quartzito e hornfels. 
 
Rochas de falhas 
São rochas formadas como resultado de ​deformação em zonas de falha​. As rochas 
de falha constituem dois principais nomes: ​Cataclasitos e milonitos​, distinguindo-se pelo 
tipo de deformação que causou a redução granulométrica. 
O cataclasito é formado pela deformação rúptil, enquanto o milonito é formado pela 
deformação dúctil. Como em amostras de campo e de mão é comumente impossível 
distinguir uma rocha foliada formada por processo rúptil de uma rocha formada por 
deformação cristalina ou por processos de deslizamento de borda de grãos ou pela 
combinação de diferentes mecanismos, classificaremos no campo essas rochas como 
milonitos. 
 
Texturas Metamórficas 
As texturas são feições principalmente observáveis em ​lupa ou ao microscópio​ e 
são definidas pelo ​arranjo entre os minerais metamórficos e pelas suas relações de 
contato e de granulação​. O estudo detalhado das texturas minerais fornecessem 
indicações fundamentais para o estabelecimento da evolução metamórfica, notadamente 
quando comparadas às estruturas tectônicas, bem como dos processos envolvidos na 
formação da rocha e de sua origem. 
As texturas das rochas metamórficas são geradas pela ​recristalização de minerais 
e texturas dos protolitos​ e, sobretudo, pela ​cristalização e recristalização metamórfica​, ou 
seja, em estado sólido - ​Blastese​! 
 
Tamanho dos grãos 
Tamanho absoluto: 
● Fina: < 1mm 
● Média: 1 - 5mm 
● Grossa: > 5mm 
Tamanho relativo dos grãos: 
● Equigranular: quando o tamanho dos constituintes é relativamente 
homogêneo. 
● Inequigranular: quando há uma variação relativamente grande no tamanho 
dos constituintes principais. 
○ Porfiroclástica: cristal ​reliquiar​ grande numa rocha de granulação 
mais fina, produzido por deformação; 
○ Porfiroblástica: cristal grande ​formado em uma rocha metamórfica​, 
em uma matriz de cristais menores. 
 
Forma dos cristais 
● Cristal euédrico = idioblástico; 
● Cristal subédrico = subdioblástico; 
● Cristal anédrico = xenoblástico. 
 
Geometria dos agregados de grãos 
● Granoblástica​: os cristais constituem um ​mosaico de grãos 
equidimensionais e geralmente xenoblásticos​. É típica de rochas de 
metamorfismo de contato e de rochas monominerálicas em metamorfismo 
regional, como os quartzitos e os mármores, e em rochas de alto grau 
metamórfico. 
 
 
● Lepidoblástica​: é caracterizada pelo ​arranjo isorientado de minerais 
placóides​, nas foliações, geralmente das micas, como a muscovita, biotita, 
flogopita, clorita, etc. Também podem apresentar lineação mineral e 
comumente pode estar dobrada. 
 
 
● Granolepidoblástica​: quando uma rocha exibe uma combinação de 
texturas granoblástica e lepidoblástica. É comum em gnaisses e xistos mais 
ricos em quartzo ou feldspato. 
 
 
 
● Nematoblástica​: é definida pelo arranjo isorientado nas foliações de 
minerais prismáticos ou fibrosos​, especialmente de ​anfibólios​, ​sillimanita e 
turmalina​. Na superfície da foliação sempre haverá uma lineação mineral 
associada. 
 
 
 
● Decussada​: quando ​cristais inequigranulares prismáticos ou granulares 
(micas, anfibólios, etc.) tende a uma orientação aleatória (sem orientação 
preferencial)​. É mais comum nos metamorfitos de contato ou para minerais 
pós-tectônicos, resultantes do crescimento na ausência de esforço dirigido. 
 
 
 
● Porfiroblástica​: textura inequigranular composta de grãos grandes (ou 
porfiroblastos) que cresceram ​durante o metamorfismo​, dispostos numa 
matriz fina. 
 
 
● Porfiroclástica​: composta por grãos ​relícticos grandes (porfiroclastos) 
numa matriz mais fina produzida por​recristalização dinâmica (milonitização) 
ou ​fragmentação​ (cataclase). 
 
 
 
Milonito Cataclasito 
 
Tipos de Metamorfismo e Ambientes Tectônicos 
Associados 
De expressão local 
● Metamorfismo de contato​: principal representante do ​metamorfismo termal​, 
distribui-se ao redor de intrusões de rochas ígneas e podem afetar tanto rochas 
sedimentares e vulcânicas como metamórficas. As rochas metamórficas formam 
uma ​auréola​ que pode ter milhares de metros de espessura, na qual há um 
gradativo aumento do grau em direção ao corpo ígneo, que nem sempre está 
aflorante. 
As dimensões da auréola de contato são em função da: 
○ temperatura de intrusão; 
○ da capacidade calorífera (que depende da temperatura, massa e calor 
específico do magma invasor); 
○ da diferença de temperatura da intrusão e das rochas encaixantes; 
○ da natureza química das rochas encaixantes e a natureza do magma. 
A solidificação da rocha ígnea pode liberar, em função de sua composição, 
grande quantidade de ​fluidos​, que podem alterar profundamente a composição 
química e isotópica da rochas encaixantes, causando ​metassomatismo​. 
Um subtipo do metamorfismo de contato é chamado de ​pirometamorfismo​, 
que ocorre nas encaixantes, muito junto à borda da intrusões básicas, ou em 
xenólitos, em temperaturas muito maiores que aquelas verificadas na rochas 
ácidas, gerando rochas muito finas, quase vítreas, e apresentam espessuras muito 
pequenas, por vezes centimétricas. 
 
 
 
● Metamorfismo cataclástico​: corresponde ao ​dinâmico​, no qual a ​pressão dirigida 
é o principal fator envolvido na sua gênese​. Sua ocorrência se dá tipicamente em 
zonas de cisalhamento​, onde as rochas são cominuídas (moídas) e, comumente, 
recristalizadas. As rochas podem ser foliadas ou não, sendo genericamente 
denominadas, respectivamente, de ​milonitos e cataclasitos​. Os cataclasitos são 
formados por processos predominantemente rúpteis, em níveis crustais mais altos, 
com pouca taxa de fricção e em temperaturas mais baixas, resultado da ausência 
ou de baixas taxas de recristalização e, muitas vezes, na formação de materiais 
friáveis ou inconsolidados. Em rochas anidras e em temperaturas muito baixas e 
com pressão dirigida muito alta pode ocorrer fusão localizada dos litotipos, 
resultando em rochas chamadas de ​pseudotaquilitos​. 
 
 
 
 
 
 
● Metamorfismo de impacto​: O metamorfismo de impacto é causado pela queda de 
grandes ​meteoritos​, com diversos registros na história da terra, com geração de 
crateras de impacto. Neste caso, a pressão torna-se momentaneamente 
extremamente elevada, gerando estruturas características, como os shatter cones, 
polimorfos de SiO2, como a coesita e a stishovita, e fases vítreas. 
 
● Metamorfismo hidrotermal​: provocado pela ​circulação de fluidos aquecidos​ ao 
longo de fraturas, zonas de cisalhamento e espaços intergranulares da rocha, 
geralmente oriundos de intrusões de rochas ígneas, que provocam alterações 
químicas pela remoção ou introdução de elementos químicos nas rochas, 
causando ​metassomatismo​. Pode também ser de caráter regional, como o 
metamorfismo oceânico. 
Obs​.: É um importante processo gerador de depósitos minerais. 
 
De expressão regional 
● Metamorfismo orogênico​: associa-se a zonas de colisões de placas litosféricas. 
Nestas regiões as rochas sedimentares e vulcânicas depositadas nas margens 
continentais ou nas fossas associadas a arcos de ilhas são metamorfizadas pelo 
aumento concomitante da ​temperatura​, da ​pressão litostática​ e da ​pressão dirigida​. 
Tipicamente as ​rochas são foliadas​ e as condições variam de ~ 200o C e > 900o C 
e até mais de 22 kbar, com variação contínua do grau metamórfico, que resulta na 
cristalização sequenciada de diversos minerais metamórficos. 
○ Colisão continente x continente: 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
○ Colisão continente x oceano: 
 
 
○ Colisão oceano x oceano: metamorfismo orogênico de alta pressão. 
■ Pillow lavas parcialmente transformadas em xisto azul; 
■ Eclogito com granada e onfacita. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
○ Metamorfismo orogênico de ultra-alta pressão. 
■ Mineral típico: coesita e diamante. 
 
 
 
● Metamorfismo de assoalho oceânico​: Este tipo relaciona-se à evolução das 
dorsais meso-oceânicas​ e é bem estudado em complexos ofiolíticos. É gerado pelo 
aquecimento da crosta oceânica, especialmente nas proximidades da cadeia 
meso-oceânica, ou seja, em limites divergentes de placas tectônicas. Nestas 
regiões há ​forte hidratação​ das rochas básicas em profundidades superiores a 3 
km, em temperaturas geralmente inferiores a 350 – 400 oC. As rochas tipicamente 
não são foliadas​, exceto aquelas situadas nas proximidades de falhas 
transformantes. 
 
 
 
 
 
 
● Metamorfismo de soterramento​: ocorre em ​bacias sedimentares em subsidência​. 
É resultado do soterramento de espessas camadas de rochas sedimentares e 
vulcânicas a profundidades onde a temperatura pode chegar a 300 oC ou mais, 
devido ao fluxo de calor na crosta. ​Prevalece a pressão litostática​. 
Os sedimentos são soterrados, compactados e litificados em porões rasas 
da crosta, ou podem ser empurrados na zona de subducção, onde estão sujeitos a 
altas pressões e temperaturas. 
Obs.: Os poços de petróleo e gás são raramente perfurados abaixo dessa 
profundidade, pois as temperaturas acima de 130 oC convertem a matéria orgânica 
aprisionada nas rochas sedimentares em metano e dióxido de carbono, em vez de 
petróleo e gás natural. O nível onde se inicia o metamorfismo de contato é também 
chamado de embasamento econômico. 
 
 
 
 
Variação da Intensidade do Metamorfismo 
Quanto maior a temperatura e/ou pressão ou a taxa de deformação em que uma 
rocha se forma, maior é considerado o seu grau metamórfico​. Isto é identificável de dois 
modos: 
● Pelo aparecimento de ​minerais específicos​, que só se cristalizam em condições 
físicas mais rigorosas, seja em metamorfismo regional dinamotermal, seja em 
metamorfismo de contato. 
● Pelo ​aumento da granulação da rocha​, devido ao processo de cristalização 
acresciva dos grãos, como do quartzo em arenitos e calcita em calcários. De modo 
geral, quanto maior a granulação dos minerais, maior é o grau metamórfico. 
● Pelo tipo de ​foliação metamórfica​, variando da clivagem ardosiana nas rochas de 
mais baixo grau até a foliação granulítica, ou as estruturas migmatíticas nas de 
mais alto grau. 
● Pelo ​grau de moagem em cataclasitos​ e pela ​intensidade da moagem, da foliação e 
da recristalização em milonitos​. 
 
Fácies metamórficas 
A variação do grau do metamorfismo pode ser classificadas segundo dois sistemas, 
as fácies metamórficas (Eskola, 1939) ou o grau metamórfico (Winkler, 1977). 
Ao estudar as rochas metamórficas termais da auréola do granito de Orijãrvi 
(Finlândia), derivadas de rochas básicas ígneas e vulcanosclásticas, ​Eskola (1914, 1915) 
verificou haver uma sequência de surgimento de minerais metamórficos em função da 
distância do contato com a rocha ígnea e, comparando seus resultados com os obtidos por 
Goldschmidt (1911) em uma auréola da região de Oslo (Noruega), observou que rochas 
composicionalmente semelhantes das duas localidades geraram diferentes assembléias 
de minerais. Eskola atribuiu tais diferenças às ​variações de temperatura e de pressão​, às 
quais foram submetidas as rochas das duas localidades, e cunhou o termo de ​fácies 
metamórficas​ para explicar as assembléias de minerais encontradas. Assim,​ o termo fácies 
metamórfica implica em diferentes paragêneses para diferentes litotipos submetidos a uma 
mesma condição de temperaturas e de pressão​. 
Obs​.: Paragênese é a assembléia de fases minerais formadas na mesma condição 
de P e T, ou seja, em equilíbrio. 
Na figura, há duas paragêneses : A + B + C, e B + C + D. 
 
Este conceito diferiu-se dos anteriores por considerar para definição das condições 
de pressão e de temperatura do evento metamórfico as ​assembléias de minerais enão 
apenas um mineral​. Assim, diferentes rochas, com diferentes composições químicas, 
poderiam ter seu grau metamórfico estimado através de diversas assembléias, presentes 
em cada um dos litotipos. 
Eskola (1939) definiu 8 fácies: 
1) Xisto Verde 
2) Epidoto Anfibolito 
3) Anfibolito 
4) Granulito 
5) Hornfels 
6) Sanidinito 
7) Glaucofana Xisto 
8) Eclogito 
 
Atualmente, o número de fácies é 11: 
•​Zeólitas 
•​Prehnita-Pumpelyita 
•​Xisto verde 
•​Anfibolito 
•​Granulito 
•​Albita-epidoto hornfels 
•​Hornblenda hornfels 
•​Piroxênio hornfels 
•​Sanidinito 
•​Xisto Azul 
•​Eclogito 
 
 
 
 
 
Metamorfismo de pressão média (regional) 
Metamorfismo de pressão baixa (de contato) 
Metamorfismo de pressão alta (zonas de subducção) 
 
A aplicação das fácies metamórficas deve levar em consideração o seguinte: 
● Uma vez que as fácies metamórficas foram definidas para rochas básicas 
ígneas e vulcanoclásticas metamorfizadas, há ​diferenças mineralógicas 
substanciais com as zonas metamórficas de Barrow, definidas em 
metapelitos. 
● Os limites entre diferentes fácies metamórficas representam condições de 
P- T onde ocorrem ​reações químicas maiores nos metabasitos​. Em geral os 
minerais chaves são adicionados ou parcial ou totalmente removidos da 
assembléia de minerais ao cruzar-se estes limites, como, por exemplo: 
○ Fácies xisto verde: clorita + epidoto 
○ Fácies anfibolito: clorita + epidoto + hornblenda 
○ Fácies granulito: anfibólio ortopiroxênio 
● Os limites das fácies não são absolutos e sim ​zonas​, pois as reações que 
as separam não são univariantes, e sim ​multivariantes​. 
● As fácies dependem não somente da temperatura e da pressão litostática, 
mas também da ​P​H20​. Em geral ​quando P​H20​ < P​T​ as temperaturas dos 
limites tendem a ser mais baixas​. 
● Em geral as paragêneses definem o ​pico metamórfico (Tmáx.)​, mas em 
algumas situações, especialmente em regiões metamorfizadas na fácies 
xisto azul, pode-se preservar apenas as paragêneses do 
retrometamorfismo. As texturas de desequilíbrios são muito importantes 
para definição das trajetórias P–T– t. 
 
Minerais típicos de rochas pelíticas e máficas em diferentes fácies: 
 
 
 
Grau metamórfico 
O reconhecimento da cristalização de determinados minerais metamórficos em 
função da variação da temperatura foi inicialmente feito por ​G. Barrow​, ao estudar os 
metapelitos da região do Dalradian, na Scottish Highlands. Nestes estudos Barrow 
observou o aumento da granulação dos minerais com o aumento da pressão e da 
temperatura e interpretou as seqüências de minerais ​zonas de metamorfismo progressivo​, 
caracterizadas pelos seguintes minerais índices: 
Clorita – biotita – granada – estaurolita – cianita – sillimanita – sill+ ortoclásio 
 
Posteriormente ​Tilley (1924, 1925)​, ao confirmar a existência destas zonas no 
Dalradian, definiu o termo ​isógrada​ como a representação de uma ​linha de grau 
metamórfico constante que limitaria duas zonas metamórficas​. 
 
 
 
 
 
O grau metamórfico utiliza os mesmos minerais na sua subdivisão, sendo 
distinguido o grau incipiente, que corresponde às fácies zeolítica e prehenita-pumpelyta, 
grau fraco (fácies xisto verde), grau médio (fácies anfibolito) e grau forte, que inclui as 
fácies granulito e eclogito e os migmatitos. Nesta classificação, pode ser acrescentado o 
tipo bárico, como metamorfismo de grau incipiente de pressão muito alta, para referir-se 
aos xistos azuis, por exemplo. 
 
 
 
Séries faciais de metamorfismo 
Miyashiro (1961) reconheceu em cinturões metamórficos do Japão que a seqüência 
de minerais não era a mesma observada nos litotipos da Escócia e, analisando os dados 
introduziu o conceito da série facial de metamorfismo, também conhecido como ​tipos 
báricos do metamorfismo​, quais sejam: 
 
● De alta pressão​: também chamado ​Franciscano (Turner, 1981)​ e de xisto 
azul ou glaucofânio xisto (Harker, 1932), devido à presença de anfibólios 
sódicos, como o glaucofânio. Caracteristicamente a ​pressão é alta e as 
temperaturas muito baixas​. A progressão do metamorfismo é dada por: 
zeólitas → prehnita → pumpellyita → xistos azuis (glaucofânio + 
lawsonita ou epidoto + albita-clorita) → eclogito (granada + onfacita). 
 
Obs.: Subducção, baixo gradiente geotérmico (10 - 12 oC/Km). 
 
● De pressão intermediária​: também denominado de ​Barrowiano (Harker, 
1932)​, ou cianita–sillimanita (Miyashiro, 1961), é definido pela cristalização 
com o aumento da temperatura de: 
xistos verdes (clorita + albita + epidoto + actinolita) → epidoto 
anfibolito (hornblenda + aIbita-oligoclásio + epidoto + granada) → anfibolito 
(hornblenda + oligoclásió-andesina + granada) → granulito (ortopiroxênio + 
clinopiroxênio + plagioclásio + hornblenda + granada). 
 
Obs.: Espessamento crustal, médio gradiente geotérmico (22 - 26ºC/km). 
 
● De baixa pressão​: também denominado de Abukuma, 
andalusita–sillimanita (Miyashiro, 1961), caracterizado pela cristalização 
sequenciada de: 
biotita → cordierita → andaIusita → sillimanita 
 
Obs.: Extensão crustal, elevado gradiente geotérmico (50 - 60ºC/km). 
 
 
Classificação e Nomenclatura das Rochas 
Metamórficas 
 
Obs​.: Os minerais constituintes de uma rocha são classificados como: 
● Principal​: mineral com teor ≥ 50% na composição modal da rocha; 
● Maior​: mineral com teor ≥ 5% na composição modal da rocha. ​Os minerais 
maiores são utilizados como prefixos ao nome da rocha; 
● Menor​: mineral com < 5% na composição modal da rocha; 
● Essencial​: mineral que deve estar presente num teor mínimo para 
satisfazer a definição da rocha. Pode ser um constituinte maior ou menor. 
 
Princípios da classificação de rochas metamórficas (Fettes & 
Desmond 2014) 
Os principais critérios são fundamentados em: 
● Estrutura da rocha​: os termos básicos são: ​xisto, gnaisse e granofels​. 
Esses são termos usados com conotação estrutural, sem nenhuma 
associação composicional ou mineralógica. 
 
● Composição mineralógica​: os nomes de minerais metamórficos 
particularmente significativos que podem estar presentes são 
frequentemente usados como ​qualitativos​ em nome de rochas 
metamórficas. Existem duas convenções: 
1. O nome dos minerais podem ser usados em ​ordem de abundância 
dos minerais metamórficos principais para denotar a mineralogia 
modal. A disposição dos minerais em relação ao nome do grupo, 
deve ser feita de tal modo que os ​minerais de maior conteúdo 
ocupam posições mais próximas do nome​. 
Ex.:​ estaurolita - granada - biotita - muscovita xisto. 
2. Podem ser indicados os nomes dos minerais particularmente 
significativos que indicam condições específicas de metamorfismo, 
independente de sua abundância. Quando se deseja fazer referência 
a um mineral considerado importante, mas ​inferior a 5%​, coloca-se 
após o nome da rocha a palavra ​“com”​, seguida do mineral 
considerado. 
Ex.: ​sillimanita muscovita xisto com granada​. 
Algumas rochas essencialmente ​monominerálicas​ são 
denominadas pelo mineral dominante. Por exemplo: ​mármore, 
quartizito. 
 
● Natureza do protolito​: é utilizada quando a rocha possuem relíquias de 
texturas e estruturas que permitam o reconhecimento da rocha original. 
Neste caso a rocha deve ser identificada pelo nome do protolito, juntamente 
com o prefixo meta-, como: metarenito, metapelito, metaconglomerado, 
metabasalto, metacalcário, etc. 
Para referências gerais, usa-se o prefixo ​para- para as rochas 
metassedimentares e orto- para meta-ígneas​, como, por exemplo, 
paragnaisse (derivado de sedimentos argilosos ou arcoseanos) e 
ortognaisse (derivado de um granito). 
 
● Classificação estrutural​:baseia-se nas estruturas típicas das rochas. Os 
principais tipos são: 
○ Ardósias​: são rochas ​metassedimentares clásticas de baixo grau 
metamórfico​, ou seja, com pouca recristalização ou orientação dos 
minerais metamórficos, que não são distinguidos a olho nú. A 
foliação é a ​clivagem ardosiana​, definida por planosfinamente 
espaçados, em posição plano-axial ou em leque nas dobras. A 
superfície da clivagem é bem plana e, tipicamente fosco. Possu​i 
granulação ultra-fina a muito fina​. Usualmente ricas em ​filossilicatos 
(muscovita, illita, clorita). Seu ​protólito é sedimentar (folhelho e 
argilito)​. 
 
○ Filitos​: são rochas ​metassedimentares finas​, com os minerais 
também indistinguíveis a olho nú, usualmente com mais de ​70% de 
sericita e/ou clorita​. A superfície da foliação também é plana, mas 
são um pouco mais irregulares que os anteriores e a rocha parte-se 
com mais dificuldade que as ardósias e formam placas menores. 
Estas superfícies apresentam brilho sedoso, devido ao aumento das 
dimensões e melhor orientação dos minerais micáceos 
recristalizados. 
○ Xistos​: são ​rochas micáceas​ cuja granulação dos minerais varia de 
muito fina a muito grossa, e apresentam uma​ ampla variedade de 
minerais metamórficos​. As superfícies tornam-se cada vez mais 
rugosas e irregulares com o aumento da granulação e pela 
cristalização de ​porfiroblastos de biotita, granada, estaurolita, cianita, 
sillimanita, feldspatos, etc​. Esta estrutura pode ser gerada tanto em 
metapelitos, nos quais melhor se desenvolve, devido à abundância 
de minerais micáceos, mas pode também estar presente em outros 
litotipos, como metamargas, metarenitos, metatufos, etc, sendo 
definida pelo estiramento dos minerais ou pela textura 
nematoblástica. 
 
○ Gnaisses​: diferentemente das anteriores, esta estrutura é observada 
em rochas essencialmente ​quartzo-felspáticas,​ com anfibólio e/ou 
biotita, granada, etc, ou seja, ​latu sensu granítica​. São 
características de rochas dos limites superiores do médio grau, e 
podem ser derivadas de metassedimentos ou de rochas ígneas, 
plutônicas ou vulcânicas. Em metarcóseos e metagrauvacas, que 
originalmente já são enriquecidas em feldspatos, ou na matriz de 
metaconglomerados, esta foliação pode já estar desenvolvida em 
rochas de baixo grau metamórfico, mas, devido ao reconhecimento 
de relíquias sedimentares, estas rochas não devem ser chamadas 
de gnaisse. 
 
○ ​Migmatitos​: após o surgimento das rochas gnáissicas, ​se houver 
água e temperatura suficientes, pode haver fusão parcial (anatexia)​, 
inicialmente em leitos com composição química mais próxima 
daquelas da fusão mínima granítica, resultando nas estruturas 
migmatíticas. As porções claras produzidas pela fusão parcial são 
denominadas de leucossoma, o resíduo da fusão ou o restito de 
melanossoma e as partes originais de mesosoma. Estas estruturas 
podem também ser devidas à injeção de material granítico fundido, 
sendo possível, nestes casos a separação do neossoma (o material 
granítico mais novo) e do paleossoma (o gnaisse mais antigo). Um 
aspecto muito comum destas rochas é a gnaissificação de 
migmatitos, por deformação, e a remigmatitização, tanto no mesmo 
evento metamórfico, como por re-metamorfismo, que tipicamente 
são observados nos terrenos polimetamórficos. 
 
○ Granulitos​: são rochas ​quartzo-felspáticas com foliação semelhantes 
à gnáissica, mas tipicamente não apresentam muscovita​ (a não ser 
retrometamórfica), tem feldspatos esverdeados, biotita vermelha 
(rica em titânio), ortopiroxênio (ortoferrosilita ou hiperstênio) e 
clinopiroxênio. A foliação, por ocorrer em temperaturas ainda mais 
alta que nos gnaisses, mostra ​forte estiramento dos minerais​, 
especialmente do quartzo, que pode ficar completamente 
lenticularizado e recristalizado internamente à lente, em arranjos 
granoblásticos. Em muitos casos os granulitos são ​maciços​ e muito 
dificilmente estas rochas podem ser identificadas com segurança em 
trabalhos de campo, havendo sempre necessidade de confirmação 
por petrografia microscópica. 
 
○ Hornfels​: são rochas ​maciças​, com ​textura granoblástica​, 
comumente com porfiroblastos radiados, em leque ou em feixes, e 
com brilho vítreo. É dura, compacta, de granulação variável, 
composta majoritariamente por silicatos e óxidos., com aspecto 
córneo e fratura subconchoidal a denteada. São típicas de 
metamorfismo de contato​. Forma-se comumente na zona mais 
interna da auréola de contato. Os diferentes tipos de hornfels podem 
ser distinguidos de acordo com critérios estruturais (p. ex. hornfels 
mosqueado, hornfels de granulação fina, hornfels bandado) ou 
mineralógico (hornfels máfico, hornfels ultramáfico, 
cordierita-sillimanita hornfels, diopsídio-wollastonita-granada 
hornfels). 
 
○ Granofels​: são rochas ​maciças​, com texturas semelhantes às 
anteriores, mas geradas em ​metamorfismo regional em períodos 
sem stress, ou por metamorfismo geotermal​. A presença de 
porfiroblastos não é comum. 
 
○ Cataclasitos e milonitos​: são caracterizados pela ​moagem dos 
minerais pré-existentes​ e associam-se a ​zonas de cisalhamento 
(metamorfismo de deslocaento)​. Os cataclasitos distinguem-se dos 
milonitos por não apresentarem foliação evidente. 
 
 
 
➢ Série cataclástica (Sibson 1977)​: 
Matriz Coesa 
Pseudotaquilitos​ – matriz vítrea; 
Brechas​ - 0-10 % de matriz. 
 
Série dos cataclasitos​: 
 
Protocataclasitos​ - 10 a 50 % de matriz não orientada; 
Cataclasito​ - 50-90% de dematriz não orientada; 
Ultracataclasito​ - 90-100% de matriz não orientada. 
 
➢ Série milonítica (Sibson 1977)​: 
Série dos Milonito​: 
 
Protomilonitos​ - 10 a 50 % de matriz não orientada 
Milonitos​ - 50-90% de de matriz não orientada 
Ultramilonitos​ - 90-100% de matriz não orientada 
Filonito​ - rocha rica em filossilicatos 
 
○ Filonitos​: são ​ultramilonitos de granulação muito fina​, micáceos, com 
os minerais totalmente recristalizados, gerando rochas com aspecto 
filítico. Podem ser originadas de metassedimentos ou de rochas 
granito−gnáissicas, onde a moagem e recristalização dos feldspatos 
potássicos gera muscovita e sericita e dos minerais máficos e 
plagioclásio, clorita, epidoto e clinozoisita. 
 
○ Espitilo​: rocha vulcânica ou subvulcânica básica ou intermediária 
alterada, composta por plagioclásio albitizado, clorita, epidoto, 
calcita, quartzo, prehnita e outros minerais hidratados de baixa 
temperatura. 
 
● Classificação mineralógica​: quando o volume de rocha é ≥75%, 
adiciona-se o ​sufixo​ ​ito​ ao mineral​. Existe uma ampla variedade de rochas 
classificadas segundo a predominância de um ou mais minerais, podendo 
ser destacadas as seguintes: 
 
○ Mármore​: rocha composta predominantemente por ​calcita e/ou 
dolomita​, que, dependendo das proporções, recebem diferentes 
denominações. 
 
○ Quartzito​: formada por mais de ​85% de quartzo​, intensamente 
recristalizada, maciça. 
 
○ Serpentinito​: compostos basicamente por ​serpentina​, 
frequentemente com restos de olivina e/ou piroxênio, além de talco e 
carbonatos magnesianos subordinados. São derivadas de ​rochas 
ultramáficas (peridotitos, p. ex.)​, com ​baixo grau metamórfico. 
 
○ Esteatito​: são rochas constituídas predominantemente por ​talco​, com 
magnesita e clorita magnesiana subordinados​. São também 
denominadas pedra-sabão. Quando foliada, é denominada talco 
xisto e, por conter mais de 75% de talco, também se aplica o nome 
talcito. Possui protólito ultramáfico, e grau metamórfico baixo a 
médio. 
 
○ Anfibolitos​: são rochas com mais de ​60% do anfibólio hornblenda​ e 
textura granoblástica. Por vezes é utilizado quando outro anfibólio 
está presente, como a cummingtonita, antofilita, etc 
 
○ Eclogito​: um tipo de rochas de pressões muito altas, com o ​piroxênio 
onfacita, granada rica em piropo e quartzo subordinado​. Tipicamente 
possui simplectitos de hornblenda e plagioclásio, e estruturas 
coroníticas, devido à descompressão, quando do alçamento crustal. 
A soma da ​onfacita + granada é ≥75% do volume​. 
Macroscopicamente é caracterizada pela coloração verde do 
piroxênio e vermelha da granada. É comumente gerado a partir de 
rochas máficas (basalto, gabro) em P alta e T média a alta​. 
 
○ Granulito​: rochas de alto grau metamórfico, metassedimentaresou 
metaígneas, caracterizadas pela presença de hiperstênio. Os 
silicatos ferromagnesianos são predominantemente anidros e ricos 
em CO2. 
➢ Tipos: 
Granulito máfico: > 30% de minerais máficos (o piroxênio 
predomina); 
Granulito félsico: < 30% de minerais máficos (o piroxênio 
predomina); 
Charnockitos: têm ortopiroxênio (hiperstênio) e, comumente, 
pertita, mesopertita e/ou antipertita. Há rochas charnockíticas de 
origem ígnea e metamórfica. 
 
○ Greisen​:​ rocha metassomática constituída de quartzo e mica branca​; 
comumente também contém topázio, fluorita, turmalinas e, às vezes, 
amazonita e ortoclásio. Pode ter mineralizações de Be, W, Mo, Sn e 
Ta. Forma-se por substituição de granitos (principalmente a sua 
cúpula) e suas encaixantes devido à ​percolação de fluidos residuais 
da cristalização de magmas graníticos com F, Cl, Co2 e B. 
 
○ Tactito​: rochas carbonáticas ou calciossilicáticas de ​metamorfismo 
de contato​, com diopsídio, grossulária e tremolita, comumente com 
mineralizações de scheelita, molibdenita, ouro, etc. 
 
○ Xisto verde​: refere-se a metabasitos ou metatufos foliados, de ​baixo 
grau metamórfico​, compostos por actinolita, epidoto-clinozoisita, 
clorita, albita/oligoclásio, carbonatos, titanita e um pouco de quartzo. 
 
○ Xisto azul​: são metabasitos metamorfizados em regimes de​ alta 
pressão e baixa temperatura​, foliados e com anfibólios ricos em 
sódio, como o glaucofânio e a croissita e a croissita, além de 
aragonita e, eventualmente, jadeíta. 
 
○ Charnockito, charnoenderbito, enderbito​: rochas graníticas com 
feldspato esverdeado e ferrosilita. 
 
● Classificação química​: baseia-se na ​composição química da rocha​, que 
pode ser também deduzida pela sua mineralogia. São geralmente 
nomeadas com o prefixo meta- e podem ser subdivididas em: 
 
○ Aluminosas: são rochas ricas em minerais aluminosos, como a 
muscovita, a biotita, a sillimanita, cianita, coríndon, etc. São 
derivadas principalmente dos sedimentos pelíticos, Incluem-se nesta 
categoria rochas derivadas de folhelhos e argilitos como os filitos e 
xistos aluminosos (portadores de moscovita, andaluzita, silimanita e 
pirofilita). 
 
○ Silicosas: são rochas constituídas predominantemente por quartzo, 
derivadas de arenitos quartzosos, cherts ou de rochas silicificadas 
em paleossistemas hidrotermais. Dão origem a arenitos puros ou 
portadores de pequenas quantidades de outros silicatos (feldspatos, 
granadas, micas). 
 
○ Básicas: correspondem àquelas derivadas de rochas ígneas 
básicas, incluindo rochas basálticas, tufos básicos e margas 
impuras, cujos teores de SiO2 variam entre 45 e 52%. Tipicamente 
possuem conteúdos elevados de minerais ferro-magnesianos e 
plagioclásio, o quartzo e o feldspato potássico são minerais 
ausentes ou acessórios. Formam-se por metamorfismo: anfibolitos e 
clorita xistos principalmente. 
 
○ Carbonáticas: rochas derivadas de sedimentos carbonáticos 
(calcários e dolomitos), que podem conter quartzo ou minerais 
argilosos como impurezas. Os produtos metamórficos são mármores 
calcíferos e dolomíticos. 
 
○ Cálcio-silicatadas: são derivadas de sedimentos de misturas de 
material silicoso, aluminoso e carbonático. Formam-se, deste modo, 
silicatos cálcio-aluminosos (diopsídio, tremolita, plagioclásio, 
escapolita, grossulária, epidoto) ao lado frequentemente de quartzo 
e carbonatos. 
 
○ Magnesianas: são rochas derivadas de rochas ígneas ultrabásicas 
(dunitos, piroxenitos, peridotitos). 
 
○ Quartzo-feldspática: rochas derivadas principalmente de arcóseo e 
rochas ígneas básicas. 
 
○ Ferríferas: devidadas pelo metamorfismo de sedimentos 
ferruginosos sedimentares ou vulcanogênicas, como os itabiritos, 
explotados como minério de ferro em Minas Gerais. Os minerais de 
ferro são normalmente a hematita ou a magnetita, mas podem ser 
também silicatos, carbonatos e sulfetos. Genéricamene são 
denominadas formações ferríferas. 
 
○ Manganesíferas: resultam do metamorfismo de sedimentos 
mangano-carbonáticos, mangano-aluminosos e mangano-silicosos. 
Derivam-se desses sedimentos os chamados gonditos (granada 
esperssatita e quartzo). 
 
 
 
 
Representação Gráfica das Paragêneses 
Minerais 
Se assemelham um pouco com as rochas ígneas, e que se desta forma vai 
fazer-nos lembrar da geoquímica, visto que muitas vezes, quando se trabalha com rochas 
metamórficas, nós não sabemos utilizar a geoquímica e seu objetivo, justamente porque a 
maior parte dos diagramas que se trabalha na geoquímica não pressupõe esse tipo de 
estudo. 
Falaremos da ​utilização dos dados geoquímicos para o estudo das rochas 
metamórficas​. Esse estudo geoquímico se faz através de ​diagramas triangulares​ ou até 
mesmo de ​grades petrogenéticas​, que são simplesmente diagramas de pressão e 
temperatura onde se coloca as diversas reações metamórficas que se processam durante 
o evento metamórfico. 
Tudo que trabalhamos em termos de estudo metamórfico no ponto de vista 
químico, se passa, é claro, pela ​estabilidade das fases minerais que compõem a rocha​: 
 
 
 
REGRA DAS FASES DE GIBBS: ou regra das fases. Vai dizer a ​variância do 
sistema (F), os componentes do sistema (C), o número de fases presentes no sistema (P)​. 
É uma regra da físico-química, que diz que o número de fases + o número da 
variância (ou grau de liberdade) = número de componentes + 2, onde 2 é o número de 
variáveis intensivas do sistema. Quando uma pessoa trabalha com engenharia 
metalúrgica, essas variáveis intensivas podem ser diversas, então eles colocam + N, 
porque eles têm que olhar todas as variáveis intensivas que podem influenciar na 
qualidade do material. Nós, na geologia, normalmente trabalhamos com duas variáveis 
intensivas que de certa forma se intrometem e influenciam na geração da rocha, que é a 
TEMPERATURA E A PRESSÃO​. Se uma dessas variáveis for considerada constante, 
então em vez de ser C + 2, será C + 1. 
É importante saber essas regras porque pode se saber o número de fases minerais 
que podem ser gerados a partir do número de componentes que tem. Ou se tem o número 
de fases X e o número de componentes Y, sabe-se certeiramente qual é o grau de 
liberdade do sistema. Lembrando que ​grau de liberdade tem a ver com o número de 
variáveis intensivas que pode variar uma independentemente da outra:​ Se em um 
momento pode variar uma variável intensiva em relação em outra, chama-se esse domínio 
de ​invariante​. É impossível provocar algum tipo de variação. Mas existem determinadas 
ocasiões que se pode variar uma dessas variáveis intensivas, desde que a outra seja 
proporcionalmente modificada. Muitas das vezes esse domínio pode se chamar de 
univariante​. Agora quando tem um espaço ao longo do qual pode-se modificar a variável, 
sem modificar o equilíbrio do processo, então esse processo se chama ​divariante​. 
Conclui-se que se pode então ter, 0, 1 e 2 de variância no sistema. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Esse é um tipo de diagrama triangular chamado A, B, C. Significa que ele tem três 
COMPONENTES​, que são os ​vértices do triângulo​ (Ex: SiO2 e Al2O3). Então, se sabe que 
uma rocha é caracterizada por ter esses três componentes, pode-se usar esse diagrama 
para poder contar e ​caracterizar a história evolutiva e paragênese mineral​. A configuração 
da rocha, nesse diagrama, vai depender das condições de temperatura e pressão que a 
rocha foi gerada. ​Dependendo das condições de pressão e temperatura, pode ter 
diferenças nos resultados que podem aparecer dentro do diagrama. 
Além de A, B e C, tem os componentes que são mistos de A, B e C. Só que esses 
não são entendidos como componentes, eles são denominados ​FASES​. Tudo que for 
produto da mistura de A com B com C são chamados de fases que representam os 
próprios minerais​. (Ex: Se pegar os dois componentes citados acima, e mistura-los 
formando Al2SiO5, isso é uma fase mineral formada por dois componentes). 
Mas será que A e B representam só componentes do sistema? Eles podem 
também representar​fases minerais puras​, onde o componente A representa uma fase 
mineral pura. Então são três componentes e diversas fases minerais: A fase A, B, C, BC, 
AB, A2C e ABC. 
As linhas que ligam uma fase mineral a outra são chamadas de ​LINHAS DE 
INTERLIGAÇÃO e são caracterizadas por mostrar que quando uma linha se liga a outra 
fase mineral dentro desse diagrama é que provavelmente essas duas fases representam 
uma paragênese mineral​. Então, essa linha que liga A -> A2C, mostra a possibilidade de 
ter uma paragênese A+A2C. Logo, quando esses dois minerais estão presentes na rocha, 
podem formar uma paragênese. Agora, se analisar mais completamente, A é ligado a A2C 
por uma linha, que está ligado a AB por outra linha, que está ligado a A por outra linha. 
Então existe a possibilidade de ter a paragênese A+A2C+AB. Mas tem um problema: Se 
analisar mais abaixo, também tem a possibilidade de ter AB, A2C e ABC como uma 
paragênese, porém ABC não é paragenético com A porque eles não são ligados a uma 
linha de interconexão e existe uma linha que os interrompe. 
Sozinho, ​ABC não faz paragênese nenhuma​; A e B também não fazem paragênese 
porque AB interrompe o caminho, ou seja, não apresenta ​conexão direta.​ Ele tem que ter 
parceiros para formar uma. Tipos de paragênese nesse triângulo: 
● A+AB+A2C; 
● AB+A2C+ABC; 
● A2C+C+ABC; 
● ABC+BC+C; 
● B+BC+ABC; 
● AB+ABC+B. 
 
Como vamos saber qual o tipo de paragênese que a rocha pode ter? X, Y, Z e W 
representa a ​COMPOSIÇÃO DA ROCHA​. Então tenho uma rocha X e tem esse diagrama 
conhecido; fiz uma análise geoquímica nela e com base dessa análise, a rocha plota em 
um lugar do triângulo. No diagrama, tem quatro rochas distintas que foram plotados em 
regiões específicas. Onde a rocha plota é onde se define a paragênese mineral: 
● A paragênese mineral em Z: A+AB+A2C, que é idêntica a paragênese de X, que foi 
plotada em lugar diferente, mas ainda continua no mesmo triângulo A+AB+A2C. 
● Y foi plotada em outro triângulo: AB+A2C+ABC. 
● W foi plotada numa linha, e quando se plota numa linha, ​só as duas fases minerais 
que ligam um canto ao outro formam uma paragênese​: ABC+A2C. 
Qual o problema desse diagrama? Esse diagrama representa, na maior parte das 
vezes, as ​mesmas condições de pressão e temperatura​. Então as posições marcadas no 
diagrama mostram possibilidades que ocorrem numa determinada pressão e numa 
determinada temperatura. 
Então o que fizeram essas rochas (X, Y, Z e W) plotarem em lugares diferentes? 
Apenas a química delas​. Por mais que as rochas tenham sido formadas nas mesmas 
condições de temperatura e pressão, elas podem ter paragêneses distintas, pois ​a química 
pode permitir ou não a formação de um determinado mineral​. Às vezes se espera que 
tenha um mineral na rocha e a primeira opção do porquê que não tem, é que não alcançou 
uma temperatura/pressão específica, mas pode não ser simples assim, porque a química 
da rocha é quem não permite a formação do mineral. Y, por exemplo, nessas condições de 
temperatura e pressão nunca formaria a fase mineral A, e dentro de uma rocha podem ter 
várias paragêneses. 
O diagrama triangular é simplificado, pois quando que uma rocha é formada por 
apenas três componentes? O sistema KFMAS-H, por exemplo, cada letrinha dessa 
representa um componente. Claro que Y, por exemplo, reflete a química da rocha, porém 
para ser plotado no diagrama, foram levados em consideração os componentes que 
compõem os vértices do triângulo (Ex: O diagrama TAS da ígnea, que é em relação a 
quantidade de sílica e álcalis). 
A posição relativa das amostras dentro do triângulo das paragêneses não 
apresenta uma tendência de quantidade relativa de um mineral. Exemplo: A amostra Z 
está mais perto da fase mineral A, mas não quer dizer que apresentam mais quantidades 
de minerais A. ​O que importa é a paragênese formada na rocha​. Porém, em relação aos 
componentes, pode se dizer que Z é ​mais enriquecido no componente A, e não na fase 
mineral A.​ Ex: se A for Sílica, e Quartzo, quer dizer que a rocha é mais enriquecida em 
sílica, e não que a rocha é a mais quartzosa. 
As linhas de interligação e as fases minerais podem mudar, sumir ou aparecer, com 
a mudança de temperatura e pressão, mas as rochas (X, Y, Z e W) sempre são plotadas 
no mesmo lugar. ​As fases minerais vão se modificar de acordo com a estabilidade do 
mineral em determinada T e P. 
 
 
 
O primeiro diagrama é o mesmo do anterior, e o segundo representa as mudanças 
de T e P. 
Antes de analisar qualquer coisa, as amostras X, Y, Z e W continuam no mesmo 
lugar, mas as linhas se modificaram, mostrando que teve uma mudança nas paragêneses 
das rochas. ​As linhas de interligação foram modificadas de local, modificando as 
associações minerais que tinham antes​, naquelas condições de T e P conhecidas. E o 
mais interessante: ​é possível prever as reações metamórficas​. Ao olhar dois diagramas é 
possível observar qual a possível reação metamórfica que se propiciou quando aumentou 
T e P. 
No diagrama acima tem um exemplo, que é o desaparecimento da linha AB+A2C. 
O desaparecimento dessa linha pode mostrar que essas duas fases minerais reagiram 
para formar uma nova linha que conecta as fases A e ABC; com isso, a paragênese 
AB+A2C sumiu para dar lugar a paragênese A+ABC. Isso é uma REAÇÃO 
METAMÓRFICA, onde AB + A2C ↔ 2A + ABC (O 2 do A é para fins de balanceamento 
químico, não importando). Essa reação pode ocorrer ao contrário também, com o 
desaparecimento de A+ABC e o surgimento de AB+A2C.​ Isso seria prever as reações 
metamórficas. 
Importâncias do diagrama: é possível ver as paragêneses, as pequenas variações 
na composição da rocha que a princípio são semelhantes, e é possível verificar reações 
metamórficas que se processam na rocha. 
Esse diagrama é importante, por exemplo, para a gente saber qual mineral reagiu 
com outro para formar outro mineral, pois sem esses triângulos as coisas ficam incertas. 
 
 
 
O primeiro triângulo é o último descrito na folha anterior, com a criação de A+ABC. 
O segundo é com o desaparecimento da fase mineral A2C, criando a paragênese 
A+C+ABC. 
Se sumiu com A2C, quer dizer então que ​essa fase mineral foi consumida para 
permitir que A se ligasse a C, formando a reação A2C ↔ 2A + C​ (de novo, o 2 é por 
motivos de balanceamento químico). A2C estava impossibilitando a paragênese A+C e 
com o seu desaparecimento, nessas novas condições de temperatura e pressão, tem a 
possibilidade de ter a paragênese A+C+ABC. ​Essa é uma reação de consumo da fase 
mineral. 
No anterior era só uma mudança da composição das linhas de interconexão, e 
agora ocorre o consumo da fase, onde essa fase se tornou instável nas novas condições 
de T e P. 
Pode se fazer uma relação com o aumento da temperatura desde o primeiro 
triângulo, com temperaturas mais baixas, até esse último triângulo, com temperaturas mais 
altas. 
Se ABC sumir do sistema, só vai ter a paragênese A+B+C.​ ISSO NÃO QUER 
DIZER QUE A ROCHA FUNDIU. 
Atenção: um único triângulo apresenta apenas uma condição de temperatura e 
pressão. Quando se tem dois diagramas, aí sim ocorre a variação de temperatura e/ou 
pressão (normalmente os estudos se dão com variações de temperatura a pressão 
constante, mas pode variar ou dois ou só um. Lembrar que se variar os dois, nas regras 
dsa fases de gibbs é C + 2, e se variar só um é C + 1). 
 
Fases minerais que formam soluções sólidas 
 
 
Existem fases que são ​soluções sólidas​, e por serem isso, elas ​não representam 
determinados pontos, mas determinado CAMPO ou até mesmo uma determinada LINHA​. 
Temos então as fases X, Y e Z. Uma rocha que apresenta o mineral Z pode 
apresentar esse mineral em diversas composições. Tudo que cair na parte cinza escrito 
Zss seria Z, com um pouco de Z e um pouco de Y, ​pois Z é uma solução sólida de X e Y​, 
tendo então um amplo campo para ocorrer. Na parte cinza do meio, também ocorre 
situação parecida, com uma ​solução sólida de XYeZ​. 
Ocorre a formaçãode um ​CAMPO ​quando a solução sólida é dos três 
componentes. Mas ​quando gera uma linha, é uma solução sólida de dois componentes 
apenas​. 
X pode ser substituído por Y e Z, onde Y e Z a princípio formam soluções sólidas 
entre si, formando uma ​LINHA​. A quantidade de Y e Z pode variar e consequentemente ao 
longo dessa linha pode ocorrer variações (para a esquerda e para a direita). Para ficar 
mais simples, imaginem se Y é Fe e Z é Mg, então dependendo da quantidade de Fe e Mg 
que um mineral tem,​ a biotita vai ter uma composição distinta, mas não vai deixar de ser 
biotita​, porém ela vai plotar em um lugar específico do diagrama. ​É comum então ter várias 
curvas com a mesma fase mineral, mas que apresentam composição distinta​. Um 
diagrama com clorita, é preciso saber qual é a clorita, pois ela vai plotar em uma linha de 
interconexão diferente. 
 
Diagrama triangular ACF 
 
 
 
 
Diagrama mais genérico das rochas metamórficas, utilizado para caracterizar a 
maioria das rochas, e​ quando precisar ser mais criterioso, nem se trabalha com ele. 
A​: representa a quantidade de alumínio da rocha. Pega-se a quantidade de 
alumínio (Al2O3), da geoquímica, e utiliza-se esse dado para plotar no diagrama. Existem 
alguns fatores de correção, onde se pega o conteúdo de alumínio, soma com a quantidade 
de Fe2O3, e ​diminui pela quantidade de álcalis que existem no sistema (seria a correção 
dos álcalis feldspatos)​. Isso ocorre porque para jogar a rocha no diagrama ACF existe uma 
pressuposição: a rocha é obrigada a ter quartzo e k-feldspato de forma abundante. Isso 
ocorre porque esses minerais não vão aparecer como fases minerais no diagrama, pois 
eles já são pressupostos em qualquer paragênese que possa se formar (ou seja, qualquer 
paragênese que tiver no diagrama vai ser + quartzo e + k-feldspato). 
C​: representa a quantidade de cálcio na rocha. Mas precisa de uma correção para 
a apatita, que não se considera. Como a apatita pega Ca, é preciso fazer a correção que é 
diminuir a quantidade de P2O5. 
F​: representa a quantidade de ferro no sistema, somando FeO + MgO + MnO 
(esses dois últimos que normalmente substituem o ferro). 
 
 
 
Muitas das vezes se joga no diagrama ACF para saber qual o possível protólito que 
a rocha tem, e ​para definir se fica só com o ACF ou se uma um diagrama mais particular. 
Quando as rochas plotam muito perto do alumínio, elas tendem a ser pelíticas, e é preciso 
o uso de outro diagrama. Quando as rochas plotam muito perto do cálcio, são rochas mais 
calciossilicáticas e é preciso usar outro diagrama para caracterizar melhor. ​Quando as 
rochas caem mais perto do ferro, são as rochas mais básicas e para as rochas básicas 
esse é um dos melhores diagramas para se utilizar​. Agora quando cai no meio do caminho 
entre pelítico e básico, são rochas quartzo-feldspáticas, onde é preciso de outro diagrama 
também. 
 
 
Para analisar as possibilidades de um diagrama ACF. Lembrando que A, C e F são 
componentes e agora, além disso, tem as fases minerais que compõem esse sistema. 
Em interfases típicos de ambientes pelíticos, rochas máficas, rochas félsicas e de 
rochas calciossilicáticas, pois esse diagrama é genérico. Quando se trabalha só com 
rochas peliticas esse diagrama não é eficiente pois as ​rochas pelíticas são soluções 
sólidas de ferro e magnésio e esse diagrama coloca o Fe e o Mg no mesmo vértice e isso 
atrapalha o estudo das variações composicionais das fases que estão ao longo dessa 
linha​; por exemplo: não tem como verificar qual biotita que existe, só que tem biotita. 
Próximos da A-F se encontram minerais tipicamente pelíticos; próximos a A-C são 
minerais calciossilicáticos. C-F com minerais típicos de rochas mais máficas. ​Cada ponta 
se privilegia em relação aos componentes do sistema. 
 
 
Diagrama ACF 
Rochas com saturação em sílica. Ex: ​ROCHAS MÁFICAS​. 
 
 
 
Essa imagem representa a ​evolução do diagrama ACF em função da temperatura e 
da pressão​. A evolução de cada um desses diagramas permite ver a evolução das 
paragêneses. 
Por exemplo, no xisto verde, tem epidoto, actilonita, clorita. Quando aumenta T e P 
tem epitodo, plagioclásio, clorita e granada, onde já se percebe um ​aumento de minerais e 
a mudança na composição da rocha​. Depois tem olivina, granada, cpx e provavelmente 
plagioclásio. 
É possível, então, ver o ​trend de formação de novas fases minerais​ e se analisar 
com muito cuidado, consegue-se ver as ​reações metamórficas que se processam​. Isso 
para ​rochas máficas, que é mais simplificado porque as fases minerais são mais limitadas. 
 
 
SISTEMA CMAS-H (rochas máficas) 
 
Diagrama mais completo que o outro, onde é possível ver ​mais diagramas​, a 
evolução para verificar as reações que acontecem ao longo do tempo pelas rochas 
máficas. Essas formas geométricas que aparecem dentro do triângulo são as associações 
minerais que são desenvolvidas à medida que a temperatura aumenta nessas rochas 
máficas. 
 
 
 
Diagrama triangular AKF 
 
 
 
 
 
 
Funciona para ​rochas pelíticas e rochas quartzo feldspáticas, que normalmente são 
o conjunto de rochas mais rico em potássio.​ Pode-se usar esse diagrama para rochas 
pelíticas, desde que as rochas pelíticas não tenham soluções sólidas de ferro e magnésio. 
Se estiver soluções sólidas vai privilegiar um diagrama que tenha o ferro separado do 
magnésio. 
O AKF é um pouco diferente do ACF, pois no ACF o pressuposto era ter quartzo e 
k-feldspato. Agora o pressuposto do AKF é quartzo e plagioclásio. 
 
A​: Alumínio. Quantidade de Al2O3 mais ferro três, subtraindo a quantidade de 
álcalis associada a quantidade de cálcio, por causa do plagioclásio. 
K​: Potássio, que não apresenta nenhum fator de correção. 
F​: Quantidade de ferro, magnésio e manganês. 
 
O AKF também tem as mesmas utilizações que o diagrama anterior, com três 
componentes e as fases minerais que ocorrem nele. Como nesse diagrama são 
associações de componentes que normalmente são aluminosos, ricos em potássio e ferro, 
então ​a grande tendência é essas rochas serem félsicas (quartzo-feldspáticas) ou serem 
pelíticas​. 
 
 
Diagrama triangular AFM 
 
É tipicamente utilizado para rochas metapelíticas. Não é um diagrama triangular, 
ele é na verdade uma pirâmide, onde é feito, na verdade, por um diagrama triangular e 
uma projeção de um lado dessas pirâmides. 
Os componentes são Aluminio, Ferro e Magnésio, onde pela primeira vez, esses 
dois últimos aparecem separados. Então minerais ferro magnesianos pode plotar em locais 
distintos do diagrama (existem biotitas mais férricas e mais magnesianas, granadas e 
outros minerais). Como as rochas pelíticas são as rochas que mais apresentam essa 
variação na composição, então é importante saber onde vai plotar no diagrama, pois as 
vezes a fase mineral não muda, mas quando muda a temperatura muda a composição da 
fase mineral (ex: cloritas de baixa T são férricas e de altas T são magnesianas). 
Esse diagrama também tem um pressuposto. Ele precisa que o ​sistema seja 
enriquecido em muscovita + quartzo​. E do mesmo jeito que os outro, quando se retira a 
paragênese desse diagrama, obrigatoriamente também se faz parte da paragênese a 
muscovita e o quartzo. 
Esse diagrama é bem limitante, pois a ​muscovita não sobrevive a fácies granulito​, 
então esse diagrama NÃO pode ser usado para rochas pelíticas da fácies granulito. 
O diagrama é então formado pelo vértice Aluminoso (descontado o K da 
muscovita), Ferro e Magnésio, com a contribuição de Potássio. 
 
 
 
Para simplificar o diagrama e saber plotar, se tem os índices, onde na hora da 
plotagem tem que levar em consideração a projeção gerada pela quantidade de potássio 
do sistema. ​O desenho pontilhado é o triângulo AFM, e a sombra gerada pela quantidade 
de potássio que vai marcar onde serão plotadas as fases que tem potássio na sua 
composição. 
Por que que precisa tanto do potássio no diagrama AFM? ​Porque o potássio é 
muito comum em diversas fases queocorrem no sistema pelítico: k-feldspato e a 
muscovita, biotita e outros minerais.​ Então se retirar o potássio do sistema, fica 
prejudicada a interpretação acerca da evolução dos minerais dentro do sistema pelítico. 
Como o sistema KFMAS-H é um sistema que tem ferro, magnésio e alumínio, tirando a 
sílica que é comum a todo sistema, considerar potássio seria uma variável bastante 
importante nesse sistema. 
Se analisar, a projeção dada pontilhada, o que plotar dentro desse campo que é 
alumínio, ferro e magnésio, são minerais que tem esses três componentes. Agora se 
analisar o potássio, vai ser tudo que plotar abaixo da linha do Fe-Mg FORA do triângulo 
principal. A projeção gerada por essa linha vertical se dá por uma linha que aparece logo 
abaixo do diagrama, logo toda fase que aparecer abaixo da linha Fe-Mg são fases 
minerais ricas em K, e quanto mais distante da linha Fe-Mg, mais rica em potássio ela é. 
 
 
 
As fases minerais que plotam logo abaixo da aresta Fe-Mg, são as ​fases 
enriquecidas em K, oriundas da projeção, onde quanto mais para baixo, mais enriquecidas 
elas são.​ A fase mais potássica seria então, a do álcali-feldspato, e o membro menos 
potássico, bem pertinho do Fe-Mg está a biotita. Os minerais que estão dentro do triângulo 
AFM são conhecidos por não terem potássio na sua composição. 
No sistema acima, biotita mostra suas variações composicionais de ferro-magnésio, 
abaixo da linha fe-mg, que mostra a quantidade de potássio que ela tem. Mostra também 
as várias linhas de interligação da biotita, mas cada biotita com composições diferentes: a 
mais férrica pode querer se ligar a granada e a mais magnesiana quer se ligar a cordierita. 
A biotita que se ligou a granada é diferente da biotita que se ligou a cordierita. 
 
 
 
A água existe porque as rochas pelíticas tem um volume de água muito grande. É 
para deixar claro que são rochas hidratadas, pois quando chega na fácies granulito, não 
pressupõe mais micas e outros minerais hidratados. 
 
Diagrama triangular MCS 
 
Outro diagrama triangular, ​utilizado para rochas calciossilicáticas e ultramáficas​, 
que se assemelham em termos químicos. As calciossilicáticas são bem difíceis de 
trabalhar, pois a estabilidade dos minerais depende muito da quantidade de água no 
sistema. 
As rochas calciossilicáticas costumam ficar mais entre o cálcio e a sílica, e as 
rochas mais ultramáficas tendem a ficar do outro lado, entre magnésio e sílica. Não é uma 
regra, é só uma tendência das rochas. 
 
 
 
As ultramáficas tendem a ficar na Si-Mg, e os minerais que tendem a ficar nesse 
campo são silicatos de magnésio, e os minerais dependem dessa proporção. O sistema 
tem então, olivina, serpentina, enstatita, ortoanfibólio (antofilita), talco, e no meio, que 
representa a divisão do campo mais cálcico e magnesiano, é o dipisídio, tipicamente de 
rochas calciossilicáticas, mas que também pode acontecer em rochas metaultramáficas. 
Então dentro desse leque de opções se pode ter uma variação muito grande em termos de 
associação mineral. Em baixo existe a brucita, mineral bem rico em magnésio, ou o óxido 
de magnésio que é o periclásio. 
 
Grades Perogenéticas 
Grades Petrogenéticas​: São gráficos ou diagramas de pressão e temperatura 
para sistemas com multicomponentes e que mostram uma variedade de reações (Bucher 
& Frey 2002). 
Grades petrogenéticas são uma ​outra maneira de tentar estabelecer as condições 
de pressão e temperatura que as rochas foram geradas​. São a partir de modelos 
desenvolvidos na literatura com base no estudo da termodinâmica de cada facie mineral. 
Hoje em dia, com a evolução dos estudos petrogenéticos, as pessoas já são capazes de 
formar grades petrogenéticas particulares para os tipos rochosos que estão trabalhando. 
Essas grades que iremos trabalhar são genéricas que atendem um grupo de rochas. 
 
 
 
A partir das grades petrogenéticas, consegue-se verificar diversas ​reações 
metamórficas que se processam à medida que aumenta ou diminui pressão e temperatura​, 
então consegue-se verificar desde 200 C até 800 C quais são as reações dentro de um 
sistema específico, seja ele um sistema pelítico, calciossilicático, máfico ou ultramáfico. 
 
 
 
As reações que estão representadas no gráfico mostram vários campos e linhas 
que marcam a ​entrada ou saída de alguns minerais no sistema​. Dessa forma deve-se olhar 
para uma grade petrogenética e saber até onde o mineral se adentra e quais são as 
reações que eventualmente podem se desenvolver com outras fases minerais e quais são 
os principais produtos as suas decomposição no sistema. 
Na ​curva 1​ (PYP -> ALS + QZ + H2O), o piropo reage para formar 
aluminossilicatos, quarzto e água, e o magnésio é liberado para formar biotita ​(BIO-In); 
acima de 3 kbar forma Ky (cianita), abaixo forma And (Andaluzita). T ~ 390-420 ºC e P ~ 2 
a 5 kbar. 
A ​linha 2​ representa a curva padrão dos aluminossilicatos. 
 A ​curva Biota-In​, que vai em torno de 350 a 400 graus, representa o único 
momento em que a biotita aparece no sistema. Se a rocha tiver temperaturas mais baixas 
no sistema pelítico, a biotita não pode estar no sistema, ela só aparece no sistema a partir 
deste momento. 
 Por volta de 450 e 480 graus, tem-se outra curva forte da ​Granada-In​, que é 
quando a granada passa adentrar no sistema. Abaixo desses condicionantes de 
temperatura, por volta de 400 graus, não tem granada no sistema. A partir daí, a granada 
dificilmente será retirada do sistema. 
Essas duas fases minerais, ao invés de se falar por reações, são curvas 
específicas, pois ​são minerais de grande estabilidade no sistema​. Por exemplo, se chegou 
a 350 graus dificilmente um pelito não terá biotita na sua composição, pois grande parte 
dos pelitos do sistema KFMAS-H tem condições de se desenvolver biotita. 
A ​curva 3​ é muito importante para esse sistema que ao invés de ser representado 
pela entrada do mineral, ​ela marca a passagem de facie xisto verde para facie anfibolito​. 
Cloritoide é característico da facie xisto verde e o desaparecimento dele para a geração de 
um mineral como a estaurolita, que é um mineral típico da facie anfibolito, marca uma 
reação limítrofe​ entre essas duas fácies. O cloritoide marca o metamorfismo progressivo, 
uma etapa de aumento de temperatura, e talvez a estaurolita esteja marcando a 
temperatura mais alta do sistema, que seria o pico do processo metamórfico. 
O campo de estabilidade da estaurolita está dentro da “caravela”,​ entre as curvas 3 
e 4​. Se analisar que a maior parte das rochas metamórficas estão entre 4 e 12 Kbar, então 
a estaurolita é um mineral bastante comum em rochas de facie anfibolito do sistema 
pelítico​, pois para ela estar ausente é necessário pressões maiores que 14Kbar e pressões 
menores que 4 Kbar. É um mineral difícil de não observar por causa da pressão, mas ela 
tem uma certa condição estabelecida com base na diferenciação da pressão. 
A ​curva 7​ é marcada pela desidratação da muscovita. Muscovita + quartzo > 
K-feldspato + Al2SiO5 + água, ou dependendo da circunstância, uma fusão, gerando melt 
(​curva 9​). Podendo se iniciar por volta de 670 C e ir até 800 C. Na ​curva 8​, MS + KF 
(microclina, T + baixa) + QZ + H2O -> melt, 
Outro mineral interessante de relatar no diagrama é cordietita. Se observar o maior 
conjunto de reações do sistema pelítico, são levemente oblíquas ou paralelas à linha da 
pressão, então quer dizer que ​grande parte das reações se processam à medida que a 
temperatura aumenta​. Porém, também existem algumas reações nesse sistema que são 
praticamente subparalelas a linha da temperatura, ​essas reações são báricas​, ou seja, 
susceptíveis a variação da pressão. Dessa forma, existem minerais que vão ser 
desenvolvidos com base no aumento ou diminuição da pressão, então vem o 
desaparecimento da granada (ALM)​, na ​curva 5​, por volta de 4 Kbar. ​A granada de ferro 
reage com a sillimanita mais quartza gerando uma cordierita de Fe​. Nessa reação paralela