Metamorfismo de
rochas magmáticas
METAMORFISMO DE ROCHAS BÁSICAS E
ULTRABÁSICAS
Série Básica Vulcânica:
Basalto – Metabasalto – Rocha verde (greenstone) –
ortoanfibolito – gnaisse norítico – ortopiroxênio anfibolito.
Andesito – meta-andesito – Greenstone – ortoanfibolito –
gnaisse norítico - ortopiroxênio anfibolito
Dacito – metadacito – greenstone – ortoanfibolito – gnaisse
norítico - ortopiroxênio anfibolito.
Obs: Greenstone
(rico em minerais de baixo grau
(Pumpelleyta- Prehnita) e xisto verde (rico em clorita, epidoto,
actinolita, plagioclásio (<17% An).
Série Básica Plutônica:
Gabro – metagabro – greenstone – ortoanfibolito – gnaisse
norítico – ortopiroxênio anfibolito.
Diorito – metadiorito - greenstone – ortoanfibolito – gnaisse
norítico - ortopiroxênio anfibolito.
Em Zona de subducção – xisto azul – eclogito (granada
Série Ultrabásica
: Dunito – metadunito – talco xisto com olivina – antofilitaxisto.
Eclogito – meta-eclogito – talco xisto com olivina – antofilitaxisto.
Peridotito – metaperidotito – talco xisto com olivina – antofilitaxisto. Obs: Com hidratação dessas rochas teremos a série:
Serpentinito – talco xisto (antinolita, tremolita) – tremolitaxisto
Diagramas ACF
A = (Al2O3) + (Fe2O3) – (Na2O) –
(K2O)
C = (CaO) – 3,3(P2O5)
F = (FeO) + (MgO) + (MnO)
Paragêneses possíveis de acordo com a composição química da rocha no diagrama.
Ex ponto 1
Ponto 2
Ponto 3.
1 2
3
Heulandita + quartzo ↔ laumontita (zeólita de Ca) – Diagênese → Metamorfismo.
Laumontita↔ wairakita + H2O e Prehnita + laumontita↔ zoisita + quartzo + H2O ocorrem em temperatura em tono dos 230 – 260oC.
Heulandita + laumontita + H2O ↔ wairakita + H2O. Dados
experimentais: P = 1 kb, T = 255oC, P = 2 kb, T = 282oC, P = 3 kb, T = 297oC. (fácies PP)
*Lawsonita + clorita ↔ zoisita/clinozoisita + clorita (Al) + quartzo + H2O
Pumpelleyta + clorita + quartzo ↔ clinozoisita + actinolita + H2O (fácies
xisto verde). Dados experimentais: P = 2,5 kb, T = 345 ± 20oC; P = 4 kb, T = 350 ± 20oC; P > 7 kb, T = 370 ± 20oC.
Pumpelleyta + quartzo ↔ Prehnita + clinozoisita + clorita + H2O (P < 2,5 kb).
Prehnita + clorita + quartzo ↔ clinozoisita + actinolita + H2O (P = 1kb, T = 340 ± 20oC.
*Obs: Lawsonita + clorita + epidoto (Fe) (fácies PP) ↔ epidoto (Al) + clorita (Al) + quartzo + H2O (fácies XV).
No fácies xisto verde tem uma predominância de minerais verdes (clorita, actinolita, epidoto, hornblenda.
Hornblenda + plagioclásio < 17% An (fácies xisto verde).
Wairakita em excesso de albita + quartzo ocorre numa faixa de 260 – 380oC.
O aparecimento de biotita em rochas metamáficas ocorre em torno de 400 – 450oC.
Transição fácies xisto verde-anfibolito
Em cerca de 500oC desaparece albita e aparece oligoclásio (An>17%). Desaparece actinolita e aparece hornblenda alcali-aluminosa.
Hornblenda + plagioclásio > 17% An (P = 5 kb e T ≈ 500oC, fácies anfibolito).
A granada também pode aparecer na transição FXV – FA. Em geral a clorita desaparece em temperatura em torno dos 550oC e epidoto normalmente não é gerado em anfibolitos formados em torno dos 600oC.
O primeiro aparecimento de clinopiroxênio (da série diopsídio-hedenbergita) em anfibolito marca uma T ≈ 650oC, e pode ser usado para determinar o limite da fácies anfibolito superior.
Titanita, magnetita, Hornblenda verde (fácies anfibolito).
Rochas metabásica submetida a condições de T ≈ 700oC contém plagioclásio + hornblenda + CPX + granada ± Biotita + cianita ou silimanita.
Ilmenita, biotita vermelha (Ti), OPX (hyperstênio), CPX (diopsídio, hedenbergita), hornblenda marrom (Ti) com ou sem OPX (fácies granulito).
Metamorfismo de alta pressão e baixa temperatura
Albita↔ Jadeíta + quartzo (aumento de pressão)
Albita + nefelina ↔ Jadeíta (caso particular de jadeíta com 0,8 NaAlSi2O6+ 0,2 CaMgAlSi2O6) Pressão mais alta).
Albita + clorita ↔ glaucofana + H2O (fácies xisto azul) – glaucofana (Na2Mg3Al2Si8O22 (OH)2) é um anfibólio azul, em geral forma uma solução sólida com a crossita (Na2Mg3(Al,Fe3+)
Diagramas ACF – Fácies xisto verde
Assembléia característica
clorita + albita + epidoto
+ actinolita quartzo
Diagrama
Diagrama ACF illustrando em assemblACF illustrando em assemblééia ia representativa de minerais em metabasalto na
representativa de minerais em metabasalto na
f
fáácies xisto verde. The composition range of cies xisto verde. The composition range of
common mafic rocks is shaded.
common mafic rocks is shaded. Correlata com a zona da
clorita e biotita nos metapelitos
Diagramas ACF – Fácies anfibolito
Da fácies xisto verde para a
anfibolito, envolve
duas
mudanças
mineralógicas principais:
Fig. 25
Fig. 25--7.7.ACF diagram illustrating representative mineral assemblages ACF diagram illustrating representative mineral assemblages for metabasites in the amphibolite facies. The composition range
for metabasites in the amphibolite facies. The composition rangeof of
common mafic rocks is shaded.
common mafic rocks is shaded. Winter (2001) An Introduction to Igneous Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. 1. Albita→oligoclasio(aumento do
conteúdo de Ca com a temperatura) 2. Actinolita→hornblenda(aumento de Al e alcális com a temperatura) Origina os anfibolitos – rochas
com plagioclásio e anfibólio Em rochas máficas pobres em
Ca a granada é rica em Fe e Al Clinopiroxênico esta presente nas rochas pobres em Al e ricas em Ca.
Diagramas ACF – Fácies granulito
Hornblenda decompõe-se e aparece
ortopiroxenio + clinopiroxenio.
Caracterizado por uma mineralogia
anidra.
Assembléia mineral ortopiroxênio +
clinopiroxênio + plagioclásio +
quartzo.
Granada, hornblenda e biotita
podem estar presente
Fig. 25
Fig. 25--8.8.ACF diagram for the granulite facies. The ACF diagram for the granulite facies. The
composition range of common mafic rocks is shaded.
composition range of common mafic rocks is shaded.
Winter (2001) An Introduction to Igneous and
Winter (2001) An Introduction to Igneous and
Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Fig. 26
Fig. 26--19.19.Simplified petrogenetic grid for metamorphosed mafic rocks showiSimplified petrogenetic grid for metamorphosed mafic rocks showing the location of several ng the location of several
determined univariant reactions in the CaO
determined univariant reactions in the CaO--MgOMgO--AlAl22OO33--SiOSiO22--HH22OO--(Na(Na22O) system (O) system (““C(N)MASHC(N)MASH””). ). Winter Winter
(2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Pre
(2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.ntice Hall.
Fig. 25
Fig. 25--9.9.Typical mineral changes that take place in metabasic rocks durinTypical mineral changes that take place in metabasic rocks during progressive metamorphism in the g progressive metamorphism in the medium P/T facies series. The approximate location of the peliti
medium P/T facies series. The approximate location of the pelitic zones of Barrovian metamorphism are included c zones of Barrovian metamorphism are included for comparison.
Mineralogia de metabasitos de fácies de baixa pressão não diferem
significativamente de metabasitos de fácies de pressão média.
Fácies
Albita-epidoto hornfels
correlata com o fácies xisto verde.
Fácies
Hornblenda hornfels
correlata com o fácies anfibolito,
piroxene hornfels e sanidinita
correlatas com o fácies granulito.
Assembléia mafica das séries de baixa P/T: Facies
Albita-Epidoto Hornfels, Hornblenda Hornfels,
Piroxênio Hornfels e Sanidinita.
Fig. 25 Fig. 25--2.2. Temperature Temperature- -pressure diagram pressure diagram showing the showing the generally accepted generally accepted limits of the limits of the various facies various facies
used in this text.
used in this text.
Winter (2001) An Winter (2001) An Introduction to Introduction to Igneous and Igneous and Metamorphic Metamorphic Petrology. Petrology. Prentice Hall. Prentice Hall.
Assembléia mafic das séries de baixa P/T: Facies Albita-Epidoto
Hornfels, Hornblenda Hornfels, Piroxênio Hornfels e Sanidinita.
A grande maioria das auréola de metamorfismo de
contato raramente alcançam o fácies piroxênio
hornfels.
Porém se a intrusão é quente e seca, pode ser desenvolvida
uma zona em que o anfibólio quebra para ortopiroxênio +
clinopiroxênio + plagioclasio + quartzo (com granada) –
assembléia característica deste fácies.
Geoterma de alto gradientes de P/T são características de
zona de
subducção.
Xistos azuis
máficos são reconhecidos pela sua cor e indicam a
existência de uma antiga zona de subdcção.
Crosta oceânica subductada torna-se mais densa que o manto ao
redor – maior densidade dos
eclogitos.
Assembléia máfica de séries de alta P/T :
Fácies Xisto Azul e Eclogito
High P/T Med P/T
O fácies
xisto azul
é caracterizado em metabasitos pela presença
de um
anfibólio azul sódico
estável apenas a altas pressões
(comumente glaucofana -
Na2(Mg,Fe2+)3Al2Si8O22(OH)2, mas alguma
solução de crossita -
Na2(Mg,Fe2+)3(Al,Fe3+)2Si8O22(OH)2,ou ribekita
-Na2(Fe2+3Fe3+2)Si8O22(OH)2-
é possível).
A associação de
glaucofana + lawsonita
é diagnóstica. Crossita é
estavel a presões baixas e pode se extender dentro de uma zona
transicional.
Albite quebra a alta pressão para jadeíta + quartzo através da
reação:
NaAlSi
3O
8= NaAlSi
2O
6+ SiO
2Ab
Jd
Qtz
Crossita - Na2(Mg,Fe2+)3(Al,Fe3+)2Si8O22(OH)2
Crossite schist, Saih Hatat, Oman. Sample MS-162.
Riebekita - Na
2(Fe
2+Fig. 25
Fig. 25--10.10.ACF diagram illustrating ACF diagram illustrating representative mineral assemblages for
representative mineral assemblages for
metabasites in the blueschist facies. The
metabasites in the blueschist facies. The
composition range of common mafic rocks is
composition range of common mafic rocks is
shaded.
shaded. Winter (2001) An Introduction to Winter (2001) An Introduction to
Igneous and Metamorphic Petrology.
Igneous and Metamorphic Petrology.
Prentice Hall.
Prentice Hall.
Fácies Xisto Azul
• Assembléia clássica =
lawsonita + glaucofana +
quartz albita jadeita
(high P)
• Granada é rica em Al e Fe e
pobre em Ca.
• Aragonita é pobre em Al e
rica em Ca.
assembléia máfica onfacita
+ piroxênio + granada
piropo-grossularita ±
cianita.
Fig. 25
Fig. 25--11.11.ACF diagram illustrating ACF diagram illustrating
representative mineral assemblages for
representative mineral assemblages for
metabasites in the eclogite facies. The
metabasites in the eclogite facies. The
composition range of common mafic rocks is
composition range of common mafic rocks is
shaded.
shaded. Winter (2001) An Introduction to Winter (2001) An Introduction to
Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice
Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice
Hall.
Hall.
Onfacita - (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)Si2O6
Fácies Minerais
Protolitos
Minerais originais
Gabros e plagioclásio
Basaltos e piroxênio
Fácies zeolitas:
Zeolita
laumontita, wairakita
analcima
Fácies albita+epidoto+actinolita
Xisto-verde +clorita+quartzo
Fácies Minerais Observações
Fácies albita-
albita+epidoto
Epidoto-
+hornblenda
Anfibolito +quartzo
Fácies plagioclásio+
Anfibolito +hornblenda
+quartzo
Fácies opx+cpx+ deve ter 2
Granulito
plagiocl.+qzo
piroxênios
Fácies Minerais Observ.
Fácies glaucofano+ alta P
xistos azuis lawsonita ou epidoto
baixa T
Fácies onfacita
alta P
eclogito
(Na, Al, Mg, Fe)Si
2O
6alta T
granada
Fácies Coesita SiO
2Coesita-
Diamante C P>2,5 GPa
Metamorfismo de rochas máficas (metabasitos)
Facies Definitive Mineral Assemblage in Mafic Rocks
Zeolite zeolites: especially laumontite, wairakite, analcime Prehnite-Pumpellyite prehnite + pumpellyite (+ chlorite + albite)
Greenschist chlorite + albite + epidote (or zoisite) + quartz ± actinolite Amphibolite hornblende + plagioclase (oligoclase-andesine) ± garnet Granulite orthopyroxene (+ clinopyrixene + plagioclase ± garnet ±
hornblende)
Blueschist glaucophane + lawsonite or epidote (+albite ± chlorite) Eclogite pyrope garnet + omphacitic pyroxene (± kyanite) Contact Facies
After Spear (1993)
Table 25-1. Definitive Mineral Assemblages of Metamorphic Facies
Mineral assemblages in mafic rocks of the facies of contact meta-morphism do not differ substantially from that of the corresponding regional facies at higher pressure.
Metamorfismo
de
rochas
básicas
(metabasitos)
Associação ígnea inicial é constituída por minerais anidros, estáveis em
altas temperaturas.
Primeiras mudanças registradas quando as rochas são soterrads e aquecidas, em
meio a uma sequência sedimentar é a formação de minerais hidratados.
Rochas metabásicas contêm um número relativamente pequeno de minerais,
muitos dos quais mostram extensa solução sólida.
Número menor de isógradas – maioria das reações são contínuas e envolvem a
A classificação dos fácies
Em temperaturas mais altas os metabasitos definem um intervalo mais
amplo de condições de formação – menos úteis que os pelitos como
indicadores metamórficos.
Entretanto metabasitos
são encontrados na maioria dos cinturões
metamórficos, e as zonas identificadas na maior parte das outras rochas
podem ser correlacionadas com as zonas de matabasitos, por isso Eskola
baseou seu esquema de fácies metamórficos em associações de metabasitos.
Apenas nos graus mais baixos de metamorfismo há mudanças significativas
na mineralogia, em intervalos suficientemente estreitos de temperatura para
permitir a definição de zonas comparáveis às das rochas pelíticas.
Mudanças mineralógicas definidoras
de fácies
Mudança na composição do anfibólio.
Actinolita (anfibolio verde) - fácies de temperatura mais baixas Hornblenda – temperaturas mais elevadas
Glaucofana – pressões mais altas
Formação de silicatos de Ca-Al.
Zeólitas, prehnita e pumpellyta são características de metamorfismo de
grau muito baixo ≈ incipiente ou anquimetamorfismo (Fácies Pumpellyta- prehnita)
Lawsonita – requer pressões mais elevadas.
Minerais do grupo do epidoto são estáveis num amplo intervalo de P-T,
embora progressivamente sejam substituídos pelo plagioclásio sob temperaturas mais elevadas
Mudanças mineralógicas definidoras
de fácies
Formação de piroxênio sob condições extremas.
Clinopiroxênio (diopsídio – augita) e ortopiroxênio (tipicamente um hiperstênio
pleocróico) podem desenvolver-se em temperaturas muito altas e são característicos do fácies granulito.
Sob pressões elevadas e baixas temperaturas, albita é substituída por um
clinopiroxênio rico na molécula de jadeíta.
Em pressões e temperaturas elevadas, no fácies eclogito, é encontrado um
piroxênio onfacítico, intermediário entre a jadeíta e o diopsídio.
Clinopiroxênioorigina um certo número de minerais máficos, dependendo do
grau.
Os minerais incluem clorita, actinolita, horblenda, epidoto e piroxênio
metamórfico, etc.
Minerais máficos formados vão ser diagnósticos do grau de metamorfismo.
Plagioclase:
Plagioclásio mais cálcicos
tornam-se progressivamente instáveis com o
decréscimo da temperatura
Correlação geral entre a temperatura e conteúdo de anortita no plaglioclásio
Baixo grau de metamorfismo -
albita
(An
0-3) é estável
Fácies xisto verde superior
oligoclasio
torna-se estável.
Andesina e plagioclásicos mais cálcicos são estáveis nos fácies anfibolito
superior e granulito
O excesso de Ca e Al→ calcita, mineral do grupo do epidoto, titanita,
anfibólio, etc, dependendo da P-T-X.
Metadiabásio
A- Diques de metagabro representantes do segundo episódio magmático. Destaca-se o contato discordante com os gnaisses calcissilicáticos. B - Borda de um stock de metagabro do segundo pulso magmático, intrusivo nos anfibolitos (nível rebaixado na parte direita da foto) da primeira pulsação
.
Metagabro com acamamento primário
Nível rico em piroxênio
Nível rico em plagioclásios
Apófise de granito intrusivo em anfibolito
MINERALOGIA MAIS COMUM EM ROCHA METABÁSICAS E METAULTRABÁSICAS
Photomicrograph of lenses (boudins) of M1 Grt + Cpx + Ilm + Qtz assemblage wrapped by brown amphibole-bearing S2 matrix fabric.
Zonação metamórfica em cristais de magnésio-hornblenda.
Núcleo da fase M1 e borda da fase M2
Cristal de plagioclásio parcialmente substituído por escapolita.
Fotomicrografia à luz polarizada. Dimensões do campo =
1,8mm x 2,7mm.
Porfiroclasto de plagioclásio com bordas recristalizadas por um
agregado granoblástico de cristais de plagioclásio metamórfico.
Fotomicrografia à luz polarizada. Dimensões do campo = 3,6mm x
5,4mm.
(a) Safirina (Spr1) e rutilo (Rt) inclusos em ortopiroxênio (Opx1) constituindo parte da paragênese metamórfica primária de granulito aluminoso.
(b) Cristal idioblástico de safirina (Spr) que cresceu a partir do espinélio1 (Spl1, na foto já todo consumido) e utilizou o ortopiroxênio1 (Opx1) como substrato. Entre o Opx1 e a Spr e entre a biotita (Bt) e o Opx1 formaram-se finos filmes de cordierita (Crd).
(c) Reação metamórfica retrograda Grt+Qtz=Opx+Crd, de alivio de pressão,
(d) Simplectito constituído por plagioclásio (Pl) e ortopiroxênio (Opx) de segunda geração e que foi formado a partir da reação de granada (Grt) mais quartzo (Grt).
(e) Enclave metamáfico no charnockito. Centro do enclave encontra-se na fácies anfibolito, sem ortopiroxênio, enquanto que nas bordas este mineral aparece devido à progressão do metamorfismo granulitico.
(f) Hornblenda arredondada no centro de ortopiroxênio.
(g) Bolsão de leucogranito anatético, sem deformação, envolvido por kinzigito da fácies granulito. (h) Granito pós-tectonico com enclaves de granulitos.
Trajetória P-T para granulitos de temperatura ultra-alta do Complexo Anápolis-Itauçu. ML-67 apresenta trajetória P-T com leve descompressão e estágio de resfriamento isobárico bem marcado (trajetória vermelha). A trajetória P-T composta para as amostras PT-62-A e PT-62-F inclui segmento de descompressão isotermal seguido por resfriamento com leve descompressão (trajetória azul). A figura foi construída a partir das grades petrogenéticas de Harley (1998) e Spear et al. (1999)
Neoblastos
OPX
CPX
Pl
Neoblastos
OPX
OPX
Pl
Pl
METAMORFISMO DE ROCHAS
GRANITÓIDES
As rochas granitóides são compostas essencialmente por quartzo, plagioclásios, K-feldspatos ± biotita ± anfibólios ± piroxênios.
Em função de sua mineralogia primária corresponder, na maioria, a fases minerais desidratadas (Quartzo e feldspatos), não serão geradas fases minerais em fácies metamórficas de baixo grau.
Em alto grau, os critérios são os mesmos que vimos para os demais tipos de rochas (metapelitos, metabásicas etc), como surgimento de minerais metamórficos como ortopiroxênios, clinopiroxênios, hornblenda marrom etc.
Os principais critérios petrográficos para se inferir metamorfismo de baixo grau se restringe a observações microtexturais nos cristais.
Os principais critérios microtexturais são:
Formação de subgrãos;
Lâmelas (bandas) de deformação;
Recristalização dinâmica e estática;
Deformações de germinações;
Migração de limites de grãos;
Redução de àrea de limites de grãos etc.
Passchier
& Trouw
(1996) inferem algumas temperaturas
necessárias para deformar minerais durante metamorfismo.
Quartzo: em < 300
oC microfraturamento, solução e transferência
por pressão.
Extinção ondulante e evidência de solução por pressão e
reprecipitação 300
oC.
Feldspatos: em temperaturas < 300
oC microfraturamento e fluxo
cataclástico.
Entre 300 e 400
oC deformação dos cristais, deformação de
geminações, entinção ondulante, lâmelas de deformação e kink
bands.
Entre 400 e 500
oC recristalização e desenvolvimento de subgrãos.
Estruturas de manto e núcleo ocorrem acima de 500
oC.
Tipo-tabuleiro de xadrez. estruturas tipo chessboard “tabuleiro de xadrez” em cristais de quartzo geradas por deslizamentos dos planos de base e prisma do cristal durante deformação em temperaturas superiores a 500oC (Kruhl 1996).
Microtexturas de temperaturas superiores a 400oC só é possível detectar com estudos de eixo C.
Entre 300 e 400oC extinção
ondulante e lâmelas de deformação.
Segundo Voll, 1980.
Biotita: normalmente inicia recristalização em ± 300oC.
K-Feldspato: normalmente inicia recristalização em ± 400oC
Recristalização por migração de limites de grãos de feldspato potássico ocorre em temperatura de 550oC (Vidal et al. 1980, Paschier et al. 1990).
Recristalização de plagioclásios ocorre em temperatura em torno de 600oC
Segundo Voll, 1980.
Olivina: normalmente inicia recristalização em entre 400 e 500oC.
Anfibólios: normalmente inicia recristalização em ± 500oC.
Clinopiroxênio: normalmente inicia recristalização em ± 600oC.
Ortopiroxênio: normalmente inicia recristalização em ± 700oC.
Neoblastos
OPX
CPX
Pl
Neoblastos
MIGMATITOS
Ms + Q z KF + A ls + H O 2 Bio tia G ra n a d a Hb + P l(A n ) 17 % H b e stá v e l Gr g ros + Gr Al m +R t Ilm + Pl An + Qz Gr A lm + Gr G os + Qz Op x Fs + Pl A n Gr G ros + Gr P iropo + Q z Opx Ens + Pl A n C u rv a d a A n a te xi a Cia nita Silimanita AndaluzitaPa leossom a
Mesossoma
Mela nossom a
Leuc ossom a
Pe
g
m
a
tit
o
Anfibolito
70o 60o 55o 80o 80o 20o Os migmatitos são rochas características de complexos metamórficos de alto grau, compostas por camadas ou leitos de composições distintas.
As partes de um migmatito descritas por Mehnert (1968) e Ashworth (1985) se resumem em:
O paleossoma que é a rocha protólito não migmatizada (gnaisses, mica xisto etc).
O mesossoma que é o paleossoma migmatizado tratando-se de um restito após a segregação da massa fundida (neossoma).
O melanossoma é a porção mais escura do migmatito que ocorre no contato entre paleossoma e leucossoma, geralmente é rico em minerais máficos como biotita.
O leucossoma é a porção félsica (quartzo-feldspática) do migmatito.
A origem do leucossoma, em relação à definição do sistema termodinâmico, pode estar relacionada a um processo de migmatização que se desenvolve em sistema fechado ou aberto.
Caracterizam um sistema fechado: (i) Uma fusão parcial (anatexia) com ou sem segregação da massa fundida (Winkler 1977); (ii) Diferenciação metamórfica à temperatura de subsolidus por processos químicos e/ou mecânicos (Ashworth e McLellan 1985; Lindh e Wahlgren 1985).
Por outro lado seriam uma migmatização em sistema aberto:
(i) injeção ,lit-par-lit, de magma externo ao longo dos planos de foliação da rocha formando os migmatitos estromáticos. Em geral esse magma é de composição granítica (Sederholm 1934; Collins e Sawyer 1996);
(ii) metassomatismo, especialmente marcado pela introdução de K nas condições de subsolidus ou hipersolvus (Micsch 1968, Olsen 1985).
A origem dos migmatitos também pode estar relacionado à interação de dois ou mais dos processos anteriores (Olsen e Grant 1991).
Uma rocha, ao atingir a curva da anatexia, geralmente não é fundida totalmente, por isso conserva parte do protólito (paleossoma). Isso acontece por causa dos fatores limitativos (limitantes) da fusão, entre ele a água, o Na2O e o K2O.
Logo a fusão só acontece enquanto ainda tiver um determinado elemento.
Por exemplo: nos pelitos o fator limitativo é o Na2O. No momento que
acabar o Na2O vai sobrar K2O e vai cessar a fusão.
Já nas grauvacas acontece o contrário, o K2O é o limitante.
Nas condições mínimas, se a temperatura aumenta vai aparecer mais Na2O
ou K2O.
A biotita é importante para a fusão anatética, pois gera o Feldspato K e a água que é outro fator limitativo. No início da fusão a biotita é mais ferrosa e no final mais magnesiana.
OBS. Os minerais hidratados (Bt, Hb e musc) fornecem a água para a fusão e geração de granito tipo S, para tipo I não fornece o suficiente.
Diagramas mostrando a quantidade de massa fundida formada por
reações em rochas pelíticas e quartzo feldspática. (a) em pressão
de 5 kb. (b) em pressão de 10 kb. Notar a decréscimo da
temperatura do solidus com o aumento da pressão. (Clemens &
Vielzeuf, 1987).
0 20 40 60 80 100 600 700 800 900 1000 1100 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1 .2 1 .4 1 .6 1 .8 2.0 2 .2 S o li d u s ú m id o % à g u a n a ro ch a f o n te % d e m as sa f u n d id a Temperatura Co (a) % d e m as sa f u n di d a 0 20 40 60 80 100 600 700 800 900 1000 1100 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1 .8 2.0 2.2 S o li d u s ú m id o % à g u a n a ro c h a f o n te Temperatura Co (b)EVIDÊNCIAS MICROSCÓPICAS DE MIGMATITIZAÇÃO (ANATEXIA)
Evidências de fusão por Sawyer (1999, 2001) sumarizando critérios
para reconhecimento de fusão formada em escala de grãos em
rochas metamórficas. As três mais importantes feições são:
Minerais pseudomorfos na forma de finos filmes ao longo das faces
de cristais, uma feição tipicamente observada em fusões
experimentais sob condições dinâmicas (Jin et al., 1994).
Minerais arredondados e reagentes corroídos envolvidos por
mineral psudomorfo após fusão (Busch et al., 1974);
Áreas cúspide e lobulada inferidas como representante de
reservatórios de fusão cristalizada (Jurewicz & Watson, 1984).
A presence de formação de fusão em escala de grãos foi inferida pelas seguintes microestruturas (Figs. 4 e 5).
Filmes de plagioclásio entre grãos de k-feldspatos adjacentes, inferidos por representar um componente plagioclásio cristalizado da fusão (Fig. 5a, c). Esse plagioclásio é caracterizado pela composição mais albítica e pela diferente tipologia comparado com os grãos originais.
Ângulos dihedral normalmente maiores que 30º entre Pl-KF-KF e KF-KF-Pl (Fig. 5a, c), como observado em fusão granítica cristalizada sob condições experimentais (e.g. Laporte et al., 1997).
Restos (poças) de K-feldspato cúspide em agregados de plagioclásios (Fig. 5b), inferida por representar um componente k-feldspato cristalizado da fusão (Jurewicz & Watson, 1984, Sawyer 1999, 2001).
Zonação normal em plagioclásio de (An 10)30 para An 0)15 (Sawyer, 1998; Marchildon & Brown, 2001) revestindo limites de k-feldspato (Fig. 5c, d).
migmatito formados a partir de
rochas ortoderivadas
Migmatitos estromáticos =
Bandados
(a) leucossoma em gnaisse migmatítico. (b) Gnaisses grosso em gnaisse migmatítico e dois diques de metagranitos discordante e dobrados. (c) Relações discordantes entre ganisses migmatítico e diques de metagranitos dobrados. (d) Geometria de redobramentos. Vertical, south-facing surface, perpendicular to the fold axis. (e) Lineação de estiramento em leucossoma mostrado em (d). (f) Dique de granito pegmatítico não deformado discordante da estrutura em gnaisse migmatítico
A B
C D
Pa le o sso m a
Melanossoma
Leuc ossoma
Pa leossom a
Mesossoma
Mela nossom a
Leuc ossom a
Pe
g
m
a
tit
o
Anfibolito
70o 60o 55o 80o 80o 20oMesossom a
Mela nossom a
Leuc ossom a
Paleossoma Leucossoma Melanossoma