Metamorfismo de rochas magmáticas

ROCHAS BÁSICAS E ULTRABÁSICAS

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

piropo e onfacita).

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

Fácies Xisto Verde

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 égerado 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+)2Si8O22 (OH)2).

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 ffáácies 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. 25Fig. 25--7.7. ACF diagram illustrating representative mineral assemblages ACF diagram illustrating representative mineral assemblages for metabasites in the amphibolite facies. The composition rangefor metabasites in the amphibolite facies. The composition range of 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. 25Fig. 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.Metamorphic Petrology. Prentice Hall.

Fig. 26Fig. 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 CaOdetermined 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. 25Fig. 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 pelitimedium 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. for comparison. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic PetroloWinter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.gy. Prentice Hall.

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. 25Fig. 25--2.2.TemperatureTemperature--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.

Fácies sanidinita não é clara em rochas básicas.

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/TLow 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 éestavel a presões baixas e pode se extender dentro de uma zona transicional.

Albite quebra a alta pressão para jadeíta + quartzo através da reação:

NaAlSi3O8 = NaAlSi2O6 + SiO2

Ab Jd Qtz

Na2(Mg,Fe2+)3Al2Si8O22(OH)2

Crossita - Na2(Mg,Fe2+)3(Al,Fe3+)2Si8O22(OH)2

Crossite schist, Saih Hatat, Oman. Sample MS-162.

Riebekita - Na2(Fe2+3Fe3+

2)Si8O22(OH)2

Fig. 25Fig. 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. 25Fig. 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.

Fácies eclogito:

Onfacita - (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)Si2O6

Fácies Minerais

Protolitos Minerais originaisGabros e plagioclásio Basaltos e piroxênio

Fácies zeolitas:Zeolita laumontita, wairakita

analcima

Fácies albita+epidoto+actinolitaXisto-verde +clorita+quartzo

Fácies Minerais Observações

Fácies albita- albita+epidotoEpidoto- +hornblendaAnfibolito +quartzo

Fácies plagioclásio+Anfibolito +hornblenda

+quartzo

Fácies opx+cpx+ deve ter 2 Granulito plagiocl.+qzo piroxênios

Fácies Minerais Observ.

Fácies glaucofano+ alta Pxistos azuis lawsonita ou epidoto baixa T

Fácies onfacita alta Peclogito (Na, Al, Mg, Fe)Si2O6 alta T

granada

Fácies Coesita SiO2 Coesita- Diamante C P>2,5 GPaEclogito Majorita Mg4Si4O12

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 mudança progressiva nas condições minerais em largos intervalos de P e T

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 Eskolabaseou 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 fáciesMudança 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 fáciesFormação de piroxênio sob condições extremas.

Clinopiroxênio (diopsídio – augita) e ortopiroxênio (tipicamente um hiperstêniopleocróico) 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.

Clinopiroxênio origina 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 (An0-3) 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.

Em pressões muito elevadas o plagioclásio é inteiramente ausente.

Anfibólio xisto

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

Apófises de granito intrusivo em metagabros

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.

Hornblenda

(a) Safirina (Spr1) e rutilo (Rt) inclusos em ortopiroxênio (Opx1) constituindo parte da paragênese metamórfica primária de granulitoaluminoso.

(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 (trajetóriaazul). A figura foi construída a partir das grades petrogenéticas de Harley (1998) e Spear et al. (1999)

Neoblastos

OPX

CPX

PlNeoblastos

CPX

OPX

OPX

Pl

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 < 300oC microfraturamento, solução e transferência por pressão.

Extinção ondulante e evidência de solução por pressão e reprecipitação 300oC.

Feldspatos: em temperaturas < 300oC microfraturamento e fluxo cataclástico.

Entre 300 e 400oC deformação dos cristais, deformação de geminações, entinção ondulante, lâmelas de deformação e kink bands.

Entre 400 e 500oC recristalização e desenvolvimento de subgrãos. Estruturas de manto e núcleo ocorrem acima de 500oC.

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 épossível 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

Plagioclásios: normalmente inicia recristalização em ± 500oC

Recristalização por migração de limites de grãos de feldspato potássicoocorre em temperatura de 550oC (Vidal et al. 1980, Paschier et al. 1990).

Recristalização de plagioclásios ocorre em temperatura em torno de 600oC (Boullier & Gueguen 1975; Jensen & Starkey 1985).

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

PlNeoblastos

CPX

Milonitos

MIGMATITOS

Ms + Q

z KF

+ Als

+ HO

2

Bi o

t iaG

rana

da

Hb

+ P

l( An

)1 7

%

Hb

está

v el

Gr gros + Gr Alm +Rt

Ilm + Pl An + Qz

Gr Alm + Gr G

os + Qz

Opx F

s + Pl An

Gr Gros +

Gr Piro

po + Qz

Opx Ens + Pl An

Cur

va d

aA

nate

xia

Cianita

Silimanita

Andaluzita

Pa leossom a

Mesossoma

Mela nossom a

Leucossom a

Pegm

atito

Anfibolito

70o

60o55o

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 restitoapós 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.

OBS. Leucossoma + melanossoma = neossoma

A origem do leucossoma, em relação à definição do sistema termodinâmico, pode estar relacionada a um processo de migmatizaçãoque 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

1.41.61.8

2.02.2

Solid

us ú

mid

o % à

gua

na ro

cha

font

e

% d

e mas

sa fu

ndid

a

Temperatura Co

(a)

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assa

fund

ida

0

20

40

60

80

100

600 700 800 900 1000 1100

0.2

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0.6

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1.41.61.

82.

02.2

Solid

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gua

na ro

cha

font

e

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).

MICROCLÍNIO NEO-FORMADO (ANATEXIA)

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 metagranitosdiscordante e dobrados. (c) Relações discordantes entre ganisses migmatítico e diques de metagranitos dobrados. (d) Geometria de redobramentos. Vertical, south-facing surface, perpendicular to thefold 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

E F

Paleossom a

Melanossoma

Leucossoma

Pa leossom a

Mesossoma

Mela nossom a

Leucossom a

Pegm

atito

Anfibolito

70o

60o55o

80o

80o

20o

Mesossom a

Mela nossom a Leucossom a

Paleossoma LeucossomaMelanossoma

migmatito schlieren

migmatito nebulítico

MIGMATITOS FORMADOS A PARTIR DE ROCHAS PARADERIVADAS