parte 1 - R1

UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO
INSTITUTO DE AGRONOMIA
DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
Ob
ra
Revisão Petroquímica dos Granitóides Pós-Colisionais
Ocorrentes na Folha Baía da Guanabara (1.100:000),
ra
pa
RJ, Brasil
Co
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ns
Gabriel de Andrade Almeida
(200604008-1)
Janeiro / 2010
ta
Prof. Dr. Rubem Porto Jr.
DG/UFRuralRJ
Orientação
ÍNDICE
PARTE 1 – ASPECTOS INTRODUTÓRIOS
1.1. Introdução
1
1.2.Objetivo
1
1.3. Metodologia aplicada.
2
Ob
1.4. Aspectos Fisiográficos
3
1.5. Mata Atlântica (Fauna e Flora)
6
1.6. Os dados Geoquímicos Utilizados
7
ra
PARTE 2 – A GEOLOGIA DA REGIÃO
2.1. Aspectos Gerais
8
2.2. Revisão Bibliográfica
8
pa
2.2.1. Revisão Bibliográfica
2.2.2. O Segmento Central da Faixa Ribeira
8
11
3.1. O Granito Pedra Branca
ra
PARTE 3 – OS GRANITOS ESTUDADOS
23
23
3.1.1. Aspectos de Campo
3.1.2. Aspectos Petrográficos
ul
ns
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Co
CAPÍTULO 4 – CONCLUSÕES
ta
PARTE 1 – ASPECTOS INTRODUTÓRIOS
1.1- INTRODUÇÃO
Este relatório apresenta as conclusões referentes ao estudo relacionado aos granitóides
da porção centro-sul do estado do Rio de Janeiro (segmento central da Faixa Ribeira), mais
especificamente aqueles localizados na Folha Baía da Guanabara (1:100.000) e seus arredores.
Ob
O trabalho foi desenvolvido pelo autor a partir de um projeto de Iniciação Científica
aprovado pelo programa PROIC-2008 e intitulado “Estudo Petrotectônico dos Granitóides
Tardi a Pós-Colisionais da Folha Rio de Janeiro (1: 100.000 e arredores)”, e desenvolvido
ra
entre Julho de 2008 e setembro de 2009.
As suítes granitóides existentes no segmento centro-sul do Estado do Rio de Janeiro,
vêm sendo tema de frequente estudo ao longo das últimas décadas, através de vários
pa
trabalhos publicados em revistas científicas, teses e congressos. Porém, a individualização de
tais corpos, considerando aspectos magmáticos, não vem recebendo a mesma atenção dada
ra
às pesquisas envolvendo geocronologia e metamorfismo na região.
Esta pesquisa visou ao longo de seu desenvolvimento acolher o maior número de
dados litogeoquímicos diponíveis na literatura, para que com o tratamento estatísticos destes
Co
e posterior interpretação geoquímico, surgisse uma melhor comprensão das características
destas suítes graníticas, do ponto de vista de sua evolução magmática e de seu
posicionamento.
ul
ns
1.2- OBJETIVOS
A pesquisa realizada teve como objetivo principal o agrupamento dos dados
geoquímicos disponíveis na literatura sobre os granitóides tardi a pós-tectônicos ocorrentes
ta
na área de influência da Folha Baia da Guanabara (1:100.000).
Procurou-se obter a individualização de uma ou mais suítes de rochas graníticas que
pudessem ser associadas a estas rochas, a partir da interpretação da base litogeoquímica
levantada.
A pesquisa contribui ainda para a caracterização dos respectivos processos
petrogenéticos com base num estudo geoquímico-petrológico integrado, além de
caracterizar as suítes definidas quanto ao seu eventual potencial metalogenético.
1
1.3- METODOLOGIA UTILIZADA
A pesquisa utilizou a metodologia tradicionalmente aplicada ao tipo de estudo
proposto.
Esta metodologia pode ser descrita a partir da integração de quatro etapas
fundamentais:
a) Etapa Pré-campo
Ob
Envolveu o levantamento de dados de localização dos corpos a serem estudados a
partir da utilização de imagens de satélite e radar. Neste levantamento foram delineadas
feições tentou-se ainda individualizar eventuais estruturais regionais, como padrões de
ra
fraturamento, por exemplo, bem como traçados possíveis contatos entre tipos rochosos
aflorantes, que pudessem ajudar na interpretação da forma dos corpos e seus processos de
posicionamento. Além disso, nesta fase desenvolveu-se a aquisição do acervo bibliográfico
pa
tanto aquele relacionado à geologia da área da Folha Baía da Guanabara, como aquele
relacionado aos temas de abordagem específica da pesquisa (geoquímica de granitos).
ra
b) Etapa de campo
O trabalho de campo envolveu a realizaçäo de perfis de médio e longo alcances para o
Co
reconhecimento geral dos litotipos estudados. A sistemática de trabalho compreendeu a
visita a afloramentos, localização em base topográfica de escala adequada (1:50.000),
descrição geral dos mesmos com dados de relações temporais e espaciais - inclusive
petrográficas e geoquímicas.
c) Etapa de laboratório
ul
ns
estruturais - e petrográficos, além de coleta de amostras para eventuais posteriores análises
ta
Foi realizada nas dependências do Departamento de Geociências da UFRRJ.
Compreendeu principalmente as análises petrográficas macroscópica e microscópica dos
exemplares coletados e daqueles pertencentes a coleções de lâmina do orientador. O trabalho
foi baseadono reconhecimento mineralógico, textural, estrutural e classificação modal com
base nas normas da Subcomissäo de Sistemática para Rochas Igneas da IUGS (Streckeisen,
1976).
2
d) Etapa de gabinete
Todos os dados obtidos nas etapas anteriores foram compilados nesta etapa,
utilizando-se, para tal fim, recursos disponíveis no Departamento de Geociências da UFRRJ.
Os dados coletados nos perfis, bem como nas análises petrográficas e geoquímicas receberam
aqui a arte final. Foram utilizados durante a confecção deste trabalho os seguintes
"softwares": MSWord 7.0, para edição de texto; MSExcel 7.0 para montagem de planilhas e
Ob
tratamento estatístico; Corel Draw V.13 para edição de figuras; Newpet versão 26-11-93 para
geração de diagramas geoquímicos; CIPW para cálculo de normas; Photoshop 7.0 para
trabalho de acabamento de fotografias e MSPower Point no preparo de apresentação gráfica
ra
e painel. As discussões e reuniões entre orientador e bolsista se inserem também nesta fase
do trabalho.
pa
1.4- ASPECTOS FISIOGRÁFICOS
A Serra do Mar, na região foco, configura o limite sul do vale do rio Paraíba do Sul
ra
(Figura 1). Seus contrafortes internos formam grandes extensões de “morros tipo meia
laranja” (Figura 2) ou “mar de morros”, acima dos quais se desenvolvem os compartimentos
topográficos mais expressivos, destacando-se a Serra dos Órgãos (Figura 3), com altitudes
Co
variáveis entre 700 m e 2000 m. A vertente Atlântica da Serra do Mar voltada para a Baía da
Guanabara apresenta-se bastante escarpada, formando verdadeiro degrau entre suas partes
mais altas (região entre Petrópolis e Teresópolis) e a zona costeira. Desta forma, o conjunto
ul
ns
pode ser dividido em três grandes domínios geomorfologicamente distintos: o domínio da
escarpa interior, voltada para o Rio Paraíba do Sul; o Planalto representado pela área interna
da Serra dos Órgãos; e o domínio da escarpa oceânica, voltada para a para a Baía da Ilha
Grande.
A área estudada situa-se inserida geomorfologicamente no domínio da escarpa
ta
oceânica em conjunto com a área de baixada (Figura 4) entre as escarpas da Serra do Mar,
cobertas pela mata atlântica (Figura 5), e a área costeira representada pela Cidade do Rio de
Janeiro (Figura 6). Nesta área verificam-se dois compartimentos geomorfológicos
contrastantes: a escarpa atlântica, ou vertente sul da Serra dos Órgãos e as planícies costeiras
flúvio-marinhas. A escarpa atlântica (vertente sul da Serra dos Órgãos) é caracterizada por
um relevo íngreme constituído por colinas e escarpas. A rede de drenagem possui um
padrão dendrítico e apresenta rios de alto gradiente. As coberturas superficiais
3
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Figura 1: Localização da área de ocorrência dos Granitóides estudados
ta
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Figura 2: morfologia dos morros tipo “meia laranja” característica dos contrafortes da Serra do
Mar e das áreas entre a serra e a baixada.
Figura 3: A área escarpada da Serra do Mar no segmento da Serra dos Órgãos.
Figura 4: Geomorfologia da escarpa oceânica em conjunto com as áreas de baixada
Figura 5: Escarpas da Serra cobertas por vegetação nativa (Mata Atlântica).
5
resultantes do intemperismo e erosão das rochas, não são muito espessas e são caracterizadas
por depósitos de tálus na base das encostas íngremes e coberturas coluvionares, encotrandose encobertos em grande parte por uma densa vegetação típica de mata atlântica. A região
costeira, voltada para o mar, caracteriza-se por um relevo bastante peculiar, apresentando
um litoral rochoso escarpado e bastante recortado, com inúmeras ilhotas, costões rochosos,
pontas, pequenas praias e enseadas. As planícies costeiras flúvio-marinhas caracterizam-se
Ob
por apresentar uma rede higrográfica formada por rios meandrantes de pequeno a médio
porte que desembocam diretamente na Baía de Sepetiba e Baía da Guanabara.
ra
1.5- A MATA ATLÂNTICA (FAUNA E FLORA)
Aspecto relevante para a área é o fato da mesma conter regiões onde encontramos
faixas residuais da Mata Atlântica, que é o terceiro maior bioma brasileiro e que se estende
pa
por 4.000 km pela costa Atlântica entre Rio Grande do Norte e Rio Grande do Sul. Segundo a
entidade “Conservation International”, é um dos 5 “hotspots” de biodiversidade mais
valiosos da Terra. Compreende a segunda maior Reserva da Biosfera no mundo e
ra
aproximadamente 600 das 900 unidades de conservação brasileiras. A extraordinária
biodiversidade dos ecossistemas da Mata Atlântica resultam da complexa história geológica,
fortes variaçðes climáticas no passado, e significantes desníveis de altura (do nível do mar até
Co
quasi 3.000 m). As cadeias montanhosas da Serra do Mar e Mantiqueira compreendem os
picos mais altos na costa Atlântica das Americas. Adicionalmente, florestas pluviais costeiras
ul
ns
são mais ricas em biodiversidade que as do interior (como por exemplo a amazônia). A Mata
Atlântica contêm cerca de 250 espécies de mamíferos, 340 anfíbios, 1.023 pássaros e
aproximadamente 20.000 árvores. Metade das espécies de árvores e 80% dos primatas são
endêmicos. O lugar também é um refúgio importante para a onça pintada e a onça parda, os
maiores felinos no hemisfério oeste. A flora da Mata Atlântica é exuberante. Com mais de 450
ta
espécies de árvore/hectar (100 x 100 m) em alguns lugares, a biodiversidade é maior que na
Amazônia. Sua estrutura e composição varia conforme a altitude, os solos, a temperatura e a
precipitações. Enquanto os campos de altitude, acima de 1.800 m, como em Itatiaia, estão
dominados por pastos, a subformação altomontanha entre 900 - 1.800 m está caracterizada
por florestas de baixa neblina. De 15 a 1.000 m ocorre a subformação montanha com árvores
gigantes chegando a 40 m de altitude, o endêmico palmito juçara e muitas orquídeas e
6
bromélias. No nível do mar, ocorrem florestas de planície, mata ciliar e ecossistemas
marinhos, fluviais e marinho - fluviais, como manguezais e restinga.
Similar à flora, a diversidade da fauna do bioma Mata Atlântica é muito rica. Segundo
a Conservation International, este hotspot contêm aproximadamente 264 espécies de
mamíferos (72 endêmicos), 934 aves (144 endêmicas), 456 anfíbios (282 endêmicos) e 311
reptiles (94 endêmicos). Com base em estudos altimétricos e pedológicos, os ecossistemas da
Ob
floresta tropical podem ser divididos em subunidades mais finas, as chamadas faixas
altitudinais.
Estudos altimétricos e pedológicos (do solo) mostram que a composição e
estrutura da flora e fauna dos ecossistemas da Mata Atlântica varíam significadamente
conforme o solo e as condições climáticas encontradas em diferentes altitudes. Dentro de um
ra
determinado gradiente topográfico a vegetação se diferencia adicionalmente conforme os
estratos lá encontrados (veja mapa). Em função disso foi necessário dividir os ecossistemas
pa
deste bioma em subunidades mais finas, as chamadas faixas altitudinais. Dependendo da
altitude e da latitude, o Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística (IBGE) determinou as
seguintes faixas:
ra
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Co
1.6) OS DADOS GEOQUÍMICOS UTILIZADOS
A interpretação petroquímica dos dados, visando a interpretação regionalizada deste
tipo de magmatismo ocorrente no segmento central da Faixa Ribeira, foi realizada a partir da
ta
utilização de dados de campo, petrográficos e geoquímicos compilados da literatura
disponível sobre o tema. Deve ser feita aqui a lembrança de que a qualidade dos dados
obtidos é variavél, podendo ser significativamente melhorada a interpretação a partir do
surgimento de novas análises realizadas com bases em técnicas mais apuradas. Foram
coletados dados de análises geoquímicas referentes a corpos granitóides de variados tipos e
espalhados por toda a região de estudo. Os corpos granitóides selecionados para o estudo
foram: Nova Friburgo; Sana, Ipiranga; Suruí, Pedra Branca, Favela, Mangaratiba.
7
PARTE 2 – GEOLOGIA DA REGIÃO
2.1- ASPECTOS GERAIS
Rochas granitóides no Estado do Rio de Janeiro encontram-se presentes ao longo de
uma faixa de direção NE-SW, cruzando praticamente todo a área do estado. São vários
Ob
diques, “stocks”, apófises e batólitos, foliados ou não, com diferentes formas e com ampla
variação textural. A região tem sua representação mais antiga como pertencendo a um
complexo gnáissico-migmatítico de idade pré-cambriana, apresentando sequências orto e
ra
paraderivadas. São nessas sequências que estão alojados os plutons graníticos com
composição e textura variáveis entre si ou em si mesmos (Penha, 1984). São dezenas de
corpos, nitidamente intrusivos, localizados próximos às cidades e localidades de Parati,
pa
Mambucaba, Mangaratiba, Teresópolis, Petrópolis, Lumiar, Frades, Nova Friburgo, Duas
Barras, Trajano de Moraes, Magé, Ibitioca, Cambiasca, Campos, Rio Bonito, Macaé, além do
Município do Rio de Janeiro (Porto Jr, 1994).
ra
Especificamente nesta pesquisa serão enfocados os corpos tardi a pós-tectônicos
localizados na área de influência da folha Baía da Guanabara (1:100.000), correspondendo aos
seguintes granitos: Granito Pedra Branca (Rio de Janeiro), Granito Favela (Rio de Janeiro) ,
Co
Granito Mangaratiba (Mangaratiba), Granito Nova Friburgo (Nova Friburgo), Granito Sana
(Nova Friburgo), Granito Ipiranga (Magé), Granito Suruí (Magé).
2.2.1) A Faixa Ribeira: Aspectos genéricos
ul
ns
2.2- REVISÃO BIBLIOGRÁFICA
No contexto geotectônico, a área alvo está inserida no setor central da Faixa Ribeira,
cuja estrutura crustal é constituída de diferentes terrenos tectono-estratigráficos (Heilbron et
ta
al., 1998, 2000a, 2000b): 1) o terreno denominado Ocidental é caracterizado pelo
retrabalhamento da margem cratônica e é constituído de duas escamas de empurrão de
escala crustal (Domínios Andrelândia e Juiz de Fora) imbricadas de SSE para NNW em
direção às margens do Cráton do São Francisco. O Domínio Juiz de Fora é considerado uma
duplex crustal resultante do amalgamento dos terrenos Ocidental e Oriental; 2) o terreno
denominado Oriental representa outro bloco cratônico ou microplaca (Campos Neto &
Figueiredo, 1995) e inclui os seguintes compartimentos: (a) Domínio Cambuci, que é
8
interpretado como associação anti arco; (b) o Domínio Costeiro, que contém a uma sequência
distal de margem passiva intrudida pelas rochas do Arco Magmático Rio Negro; e (c) o
Domínio Italva, que compreende mármores, gnaisses psamíticos e anfibolitos, considerados
como representantes de margem passiva proximal do Terreno Oriental, ou de uma bacia de
retro-arco; 3) a Klippe Paraíba do Sul, que constitui-se na escama superior deste segmento da
faixa; e 4) o Terreno Cabo Frio, que ocupa pequena área no litoral do estado do Rio de Janeiro
Ob
e gerou dados que indicam amalgamação relativamente tardia (Schmitt et al., 1999a, 1999b,
1999c; Schmitt, 2001). Em todos os terrenos do segmento central da Faixa Ribeira podem ser
identificadas, direta ou indiretamente, três unidades tectono-estratigráficas (Heilbron et al.,
1998; 2000a, 2000b): 1) unidades pré-1,8 Ga (ortognaisses e ortogranulitos do embasamento);
ra
2) rochas supracrustais pós-1,8 Ga; e 3) granitóides/charnockitóides gerados durante a
colagem Brasiliana.
pa
A área alvo do presente trabalho está inserida no contexto geológico-tectônico da
Faixa Ribeira, junto ao contato entre rochas metassedimentares Terreno Ocidental e
ortognaisses do Terreno Oriental, marcado por uma zona de cisalhamento de mergulho NW,
ra
denominada Limite Tectônico Central (Central Tectonic Boundary / CTB - Almeida et al.,
1998). O CTB tem sido interpretado como um empurrão do Terreno Oriental sobre o Terreno
Ocidental, após a colisão continental oblíqua que fechou o oceano Adamastor em torno de
Co
580 Ma (Heilbron & Machado 2003). Este contato foi reativado subseqüentemente durante a
evolução da Faixa Ribeira, resultando em uma complexa zona milonítica dobrada. A posição
estrutural relativa entre os terrenos Oriental e Ocidental muda ao longo do Estado do Rio de
ul
ns
Janeiro. No setor sul, o Terreno Oriental encontra-se por baixo do Terreno Ocidental
enquanto no setor norte encontra-se por cima do mesmo terreno. O CTB é caracterizado por
uma zona de cisalhamento com o ângulo de mergulho que varia de baixo a subvertical e
separa, sistematicamente, metassedimentos a NW dos ortognaisses a SE. Os indicadores
ta
cinemáticos mostram movimentos predominantes de topo descendo para NNE, na foliação
principal (Almeida, 2000). Vários autores (Tupinambá, 1999; Heilbron et al., 2000; Trouw et
al., 2000) advogam que a Faixa Ribeira foi gerada pela colagem dos Terrenos Ocidental e
Oriental ao longo do Limite Tectônico Central. Neste contexto, o CTB comporia uma zona de
sutura entre os Terrenos Ocidental e Oriental da Faixa Ribeira. Granitóides sin- a tardicolisionais e três episódios metamórficos (605, 580 e 550 Ma) indicam uma história complexa
para esta colisão (Heilbron & Machado, 2003). O Terreno Ocidental compreende o Domínio
9
Autóctone e duas escamas de empurrão com vergência para noroeste (Domínios
Andrelândia e Juíz de Fora), separados por extensas zonas de cisalhamento (Heilbron et al.,
1998; Heilbron et al., 2000a). O Domínio Autóctone é a extensão sul do Cráton do São
Francisco, e compreende gnaisses arqueano-paleoproterozóicos cobertos por uma série de
sequências proterozóicas (Bacias São João Del Rey, Carandaí e Andrelândia; Ribeiro et al.,
1995; Paciullo et al., 2003 In Heilbron & Machado, 2003). Tanto o Domínio Andrelândia
Ob
quanto o Domínio Juíz de Fora são compostos por embasamentos gnáissicos proterozóicos
cobertos predominantemente por sequencias de rochas metassedimentares clásticas,
derivadas da erosão da crosta paleoproterozóica, da mesma idade do embasamento gnáissico
(Machado et al., 1996; Machado e Gauthier, 1996; Valladares et al., 1999 In Heilbron &
ra
Machado, 2003).
O Terreno Oriental ocupa extensa faixa paralela à costa do Estado do Rio de Janeiro,
unidades
pa
alcançando as regiões litorâneas do centro e do sul desse estado. Esse terreno compreende
metassedimentares
com
abundantes
intercalações
de
quartzitos,
rochas
carbonáticas e calcissilicáticas. Abundantes rochas granitóides geradas durante os vários
ra
episódios da colagem Brasiliana integram o Terreno Oriental. Ortognaisses tonalíticos a
granodioríticos, stocks quartzo-dioríticos e gnaisses leucograníticos integram o Complexo
Rio Negro (Tupinambá et al., 1998; Tupinambá, 1999). Trabalhos recentes, aliando
Co
mapeamento geológico de detalhe a estudos petrológicos e geocronológicos, levaram à
caracterização dessa unidade como um arco magmático brasiliano, denominado Arco
Magmático Rio Negro (Tupinambá et al., 1998; Tupinambá, 1999), representando o período
ul
ns
pré-colisional, provavelmente contemporâneo à fase de deformação D1, da Orogênese
Brasiliana nesse setor da faixa.
Corpos granitóides sin- a tardi-colisionais, cuja geração e posicionamento se deram
durante os eventos D1 + D2 (período sin-colisional) e D3 (período tardi-colisional) ocorrem
ta
em ambos os terrenos, sendo abundantes no Terreno Oriental. Estes incluem corpos de
grande expressão areal como o Batólito da Serra dos Órgãos (Tupinambá, 1999) e o Batólito
de Niterói (Machado & Demange, 1992). Corpos pós-colisionais como, por exemplo, os
Granitos Parati, Nova Friburgo, Frade, Pedra Branca, Favela e Mangaratiba representam
eventos tectono-magmáticos tardios, provavelmente relacionados ao colapso da Orogênese
Brasiliana no setor central da Faixa (Heilbron et al., 1995; Tupinambá, 1999).
10
2.2.2- O Segmento Central da Faixa Ribeira
A Faixa Móvel Ribeira, de idade neoproterozóica a eopaleozóica, compreende um
complexo sistema de dobramentos e empurrões, gerados junto à borda sul-sudeste do Cráton
do São Francisco, e mostra uma extensão de cerca de 1.400 Km ao longo da costa atlântica
brasileira. Pesquisas sistemáticas nesta região têm demonstrado que a estruturação geral
deste grande compartimento tectônico encontra-se intimamente relacionada a uma etapa
Ob
inicial de encurtamento crustal com vergência para NNW, acompanhada de grandes
dobramentos em escala regional. Finalmente, uma nova compressão E-W gerou zonas de
cisalhamento transpressionais subverticais, de orientação NE-SW e sentido de movimentação
ra
destral (Heilbron et al., 1995; Ribeiro et al., 1995). Devido à complexidade da evolução
litológica e tectono-metamórfica do segmento central da Faixa Ribeira, diversas propostas de
compartimentação tectônica têm sido sugeridas. Heilbron et al. (2000) definiram a
pa
compartimentação da faixa em quatro diferentes terrenos, denominados, de NW para SE,
Terreno Ocidental, Klippe Paraíba do Sul, Terreno Oriental e Terreno Cabo Frio (Figura 6).
ra
Os diferentes terrenos são separados por importantes descontinuidades estruturais,
reconhecidas como zonas de cisalhamento dúcteis, de baixo a alto ângulo, com componentes
de movimentação inversa e destral (Heilbron et al., 2000) (Figuras 7 e 8).
Co
O Terreno Ocidental representa a margem retrabalhada do Cráton do São Francisco,
sendo sua organização tectônica composta por duas escamas de empurrão (Domínios
ul
ns
Andrelândia e Juiz de Fora) imbricadas em direção ao Domínio Autóctone que bordeja a
região cratônica. Junto aos empurrões observa-se a presença de zonas miloníticas, onde
ocorre interdigitação tectônica entre rochas de diferentes unidades e/ou domínios. O
Domínio Juiz de Fora pode ser reconhecido como um duplex crustal, resultante da colisão
entre os terrenos Oriental e Ocidental (Heilbron et al., 2000).
ta
A Klippe Paraíba do Sul representa a porção estruturalmente superior deste segmento
da Faixa Ribeira, constituindo-se de uma escama de empurrão que ocupa a zona de charneira
de uma grande estrutura denominada Megassinformal do Paraíba do Sul ( Heilbron et al.
1991 in Heilbron et al. 1995; 1999). A formação desta estrutura encontra-se associada às fases
de deformação tardias que dobram, portanto, os empurrões gerados durante a fase de
deformação principal (Heilbron et al., 1995). Neste terreno encontra-se ainda uma importante
zona de cisalhamento de componente de movimentação destral que a literatura especializada
11
ra
Ob
Figura 7 - Subdivisão do Sistema Orogênico Mantiqueira:
o segmento setentrional é o Orógeno Araçuaí; o segmento central inclui a
porção sul do Orógeno Brasília e os orógenos Ribeira e Apiaí e o segmento
meridional inclui os orógenos Dom Feliciano e São Gabriel. As cores
roxo e laranja indicam os terrenos que alojam os arcos magmáticos neoproterozóicos.
ra
pa
lta
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n
Co
Figura 8: Compartimentação Tectônica do Segmento Central da Faixa Ribeira.
Complemento da legenda na Folha ao lado
12
consagrou como Zona de Cisalhamento do Paraíba do Sul (Heilbron et al. 1995; 1998).
Próximo a esta estrutura encontram-se grandes faixas de milonitos e L-tectonitos, resultantes
do intenso estiramento e recristalização a que foram submetidas as rochas desta região
(Heilbron et al., 1995). O Terreno Oriental, com base em dados estruturais e de datação
geocronológica, pode ser subdividido em três domínios tectônicos: o Domínio Cambuci, o
Domínio Costeiro e a Klippe Italva (Helbron & Machado, 2003). As principais associações
Ob
litológicas são gnaisses de facies Anfibolito a Granulito intercalados com mármores,
quartzitos e rochas calcissilicática intrudidas por rochas granitóides isotrópicas e
anisotrópicas, todas de idade Neoprotorozóica ou mais jovens. O Domínio Cambuci
representa a escama de empurrão basal do Terreno Oriental na porção norte do Estado do
ra
Rio de Janeiro. O Domínio Costeiro, onde encontra-se instalado o arco magmático da Faixa
Ribeira (Arco Magmático Rio Negro / Tupinambá et al., 1998) encontra-se estruturalmente
pa
por baixo do Domínio Cambuci e do Terreno Ocidental nos setores central e sul do Estado do
Rio de Janeiro. A Italva representa a escama superior do Terreno Oriental e cavalga o
Domínio Costeiro (Heilbron & Machado, 2003).
ra
O contato entre os terrenos Oriental e Ocidental se dá através de uma importante
zona de cisalhamento que se estende por mais de 200 km, desde a costa do Estado de São
Co
Paulo, é a Serra dos Órgãos, no Estado do Rio de Janeiro. Esta estrutura apresenta mergulhos
para NW e componente de movimentação inversa, tendo sido denominada por Almeida et
al. (1998) de Central Tectonic Boundary (CTB). A formação do CTB provavelmente encontra-
os terrenos Oriental e Ocidental (Heilbron et al., 2000).
ul
ns
se associada aos estágios finais da convergência brasiliana, tendo resultado da colisão entre
O Terreno Cabo Frio ocupa uma pequena porção da região costeira do Estado do Rio
de Janeiro, constituindo uma área com estruturação e litologia próprias, muitas vezes de
ta
características contrastantes àquelas encontradas no restante da Faixa Ribeira. Dados
estruturais e geocronológicos indicam que a amalgamação deste terreno ao restante da Faixa
Ribeira foi resultado de uma colisão continental tardia (520 Ma, Schimitt et al., 1999).
Três unidades lito-tectônicas foram individualizadas em todos os terrenos/domínios
tectônicos da Faixa Ribeira: a) ortognaisses e ortogranulitos do embasamento pré-1,8 G.a.; b)
cobertura metassedimentar pós-1,8 G.a., com rochas metabásicas de afinidade geoquímica
variada associadas; e c) rochas granitóides formadas durante a Orogênese Brasiliana,
13
classificadas segundo sua relação temporal com as diversas fases de deformação (Heilbron et
al., 1995). A figura 9 apresenta um perfil geológico do setor central da Faixa Ribeira segundo
Heilbron et al. (2000 a). Localizado estruturalmente no Domínio Tectônico Autóctone, de
acordo com Heilbron et al. (1995) o Complexo Barbacena representa uma porção do Cráton
do São Francisco caracterizado por apresentar pouca influência do Ciclo Brasiliano. É
constituído por seqüência de rochas vulcano-sedimentares (greenstone belts arqueanos)
Ob
associados a ortognaisses paleoproterozóicos (Ribeiro et al., 1995), com fases de magmatismo
básico associado a etapas distensionais da Faixa Ribeira. O Complexo Mantiqueira
compreende ortognaisses migmatíticos paleoproterozóicos de composição tonalítica a
granodiorítica, apresentando inúmeros enclaves máficos (lentes anfibolíticas), menores
ra
proporções de rochas granulícas e intrusões granitóides deformadas (Heilbron et al., 2000a).
Aflora nos domínios Autóctone e Andrelândia, sendo datados em torno 2,3-2,0 Ga (Rb-Sr)
pa
(Teixeira, 1985; 1993 In Trouw et al., 2000).
O Complexo Juiz de Fora contém predominantemente ortognaisses de facies Granulito
ra
de idade paleoproterozóica (Duarte et al., 1997; Heilbron et al., 1998), aflorando apenas no
Domínio Tectônico Juíz de Fora (Helbron et al., 2000a). Na porção oeste da Faixa Ribeira este
domínio tem seu limite sul marcado pelo Domínio Tectônico Paraíba do Sul, aflorando neste
Co
local, o Batólito Rio Turvo, rocha de idade brasiliana, pertencente ao Complexo Juiz de Fora.
O Complexo Quirino engloba rochas do embasamento da Klippe Paraíba do Sul. Esta
compreende ortognaisses de composição granodiorítica a tonalítica, com enclaves
ul
ns
calciossilicáticos de idade paleoproterozóica (Heilbron et al., 1995). Predomina nesta suíte,
um biotita granitóide (hornblenda-biotita gnaisse).
Representando o embasamento das
associações metassedimentares do Terreno Cabo Frio, o Complexo Região dos Lagos
compreende ortognaisses migmatíticos de composição granítica a granodiorítica, com lentes
ta
de rocha básica (Schimitt et al., 1999).
As coberturas Proterozóicas que se desenvolveram sobre o embasamento 1,8 Ga do
Terreno Ocidental, correspondem a duas bacias sedimentares intracontinentais de idade
mesoproterozóica (Bacia de São João Del Rei e Bacia de Carandaí), além de uma bacia de
margem passiva neoproterozóica (Bacia de Andrelândia) (Paciullo et al., 1993). Esta cobertura
meso/neoproterozóica constitui um importante registro da fragmentação do Supercontinente
Rodínia. Durante este evento tafrogenético formaram-se, ao redor do Cráton do São
14
Francisco, desde bacias do tipo rifte até típicas bacias de margem passiva (Ribeiro et al.,
1995). Desta forma, após o Ciclo Transamazônico, a sedimentação no Terreno Ocidental se dá
na Bacia São João Del Rei (1,7-1,3 Ga), representada por sucessões quartzíticas transgressivas,
compostas por metarenitos, brechas sedimentares, metaconglomerados e pelitos (Ciclo
Lenheiros), seguidas de um sistema fluvial entrelaçado (Ciclo Tiradentes), composto por
ortoquartzitos com lentes de metaconglomerados e metapelitos (Ribeiro et al., 1995). Ainda
Ob
de acordo com este autor, a Bacia Carandaí (1,3-0,9 Ga) é formada por depósitos pelágicos de
borda de bacia, que evoluem para pelitos carbonáticos, margas e calcários, evidenciando uma
ausência de tectônica compressiva durante sua evolução. Ribeiro et al. (1995) e Heilbron et
al. (1998) propuseram um conceito de Ciclo Deposicional para as rochas do Grupo
ra
Andrelândia. Sendo assim, o Ciclo Deposicional Andrelândia é constuído por uma seqüência
composta por quartzitos, paragnaisses e xistos associados a rochas básicas. O topo desta
pa
seqüência é marcada pela presença de biotita xistos, interpretados como prováveis depósitos
marinhos (Ribeiro et. al., 1995). A cobertura metassedimentar da Klippe Paraíba do Sul é
denominada Grupo Paraíba do Sul e é composta basicamente por metapelítos, metarenitos
ra
feldspáticos e metadolomitos, que afloram ao longo de uma faixa estruturalmente isolada de
direção preferencial NE-SW. Almeida et al. (1993) propôs a subdivisão do Grupo Paraíba do
Sul em três diferentes formações: Três Barras, São João e Beleza.
Co
O Terreno Oriental compreende o Domínios Cambuci, o Domínio Costeiro e a Klippe
Italva. O Domínio Cambuci apresenta cobertura formada por uma seqüência de rochas
ul
ns
metassedimentares compreendendo sillimanita-granada-biotita ganaisses (Kinzigitos) com
intercalações de mármore dolomítico e subordinadamente, lentes de rochas calcissilicáticas,
gonditos e anfibolitos (Heilbron & Machado, 2003). O Domínio Costeiro comprende duas
associações de rochas metassedimentares intrudidas pelo Arco Magmático Rio Negro
(Tupinambá, 1999), constituído por rochas intrusivas Neoproterozóicas, e inúmeras gerações
ta
de rochas granitóides mais jovens (Heilbron & Machado, 2003) tardi- a pós-colisionais. As
associações metassedimentares compreendem gnaisses bandados com intercalações de
quartzitos e subordinadamente, lentes centimétricas de rochas calcissilicáticas e gnaisses
Kinzigíticos com lentes métricas de rochas calcissilicáticas e quartzitos. A seqüência
metassedimentar da Klippe Italva compreende granada-biotita gnaisses bandados e espessas
camada de mármore calcítico intercalados com anfibolitos bandados e hornblenda-biotita
gnaisses homogênios (Heilbron & Machado, 2003).
15
O Terreno Cabo Frio apresenta cobertura sedimentar denominada por Machado et al.
(1983 In Trouw et al., 2000) como Grupo Búzios. Este é constituído por gnaisses pelíticos, com
intercalações de espessas camadas de rochas calcissilicáticas, anfibolitos e granadaquartzitos, com uma paragênese cianita-sillimanita indicando uma peculiaridade das rochas
da região. As rochas desta unidade encontram-se metamorfisadas em alto grau, sob pressão
média a alta.
Ob
Com base em dados geocronológicos U/Pb, a Orogênese Brasiliana é subdividida em
quatro principais períodos tectônicos (Machado et al.,1995; Heilbron et al., (1995), Tupinambá
et al., 1998): pré-colisional (630-600 Ma); sin-colisional (590-565 Ma); pós-colisional (540-520
ra
Ma) e pós-colisional (520-480 Ma).
O magmatismo pré-colisional de arco (Arco Magmático Rio Negro) ocorre somente no
pa
Terreno Oriental (Tupinambá et al., 1998). Os granitóides brasilianos sin a pós-colisionais
ocorrem em ambos os terrenos (Ocidental e Oriental) e mostram uma polaridade espacial e
temporal dentro da faixa (Heilbron, 1995; Machado et al. 1996). Granitóides foliados tipo-I e
ra
tipo-S são interpretados como produto de fusão crustal (de embasamento e cobertura), e
refletem o espessamento da crosta continental por colisão. Granitóides pós-colisionais a póscolisionais são sempre relatados como associados a rochas toleíticas, sugerindo extensiva
Co
fusão de rochas crustais com contribuição do manto, provavelmente relacionada ao
soerguimento e relaxamento termal que segue a colisão. Os granitóides da Faixa Ribeira
podem ser divididos, basicamente, segundo os estágios tectônicos aos quais estão
ul
ns
relacionados. Tal divisão parece ser aceita pela maioria dos autores, tendo sido modificada
com a evolução dos dados geoquímicos e geocronológicos.
O Complexo Rio Negro
(Tupinambá, 1999) é representativo do estágio pré-colisional, sendo bastante deformado,
principalmente nas proximidades do Limite Tectônico Central (CTB). O Batólito Serra dos
ta
Órgãos e o Granito Niterói são representantes do estágio tectônico sin-colisional. Os granitos
do estágio tardi/pós-colisional são representados por diversos corpos intrusivos, de
dimensões variadas, que afloram ao longo da porção oeste do Domínio Costeiro no Terreno
Oriental da Faixa Ribeira (Heilbron & Machado, 2003). A Figura 10 faz um apanhado geral
dos estágios tectônicos e exemplifica alguns granitóides possivelmente relacionados a cada
um deles, além de citar algumas idades relativas a estes.
16
ra
Ob
b
g
2
2
IV. REATIVAÇÃO TERCIÁRIA
- Diques e Stocks Alcalinos;
e Brechas
n
Co
3
4
ra
pa
Figura 9: Seção estrutural composta do Orógeno Ribeira com a relação entre os diferentes terrenos e
domínios estruturais. Legenda: Terreno Ocidental (1-6): 1 à 3 Megasseqüência Andrelândia nos
domínios Autóctone, Andrelândia e Juíz de Fora, Terreno Ocidental; 4 à 6- associações do
embasamento (Complexo Barbacena, Mantiqueira e Juíz de Fora); Terreno Paraíba do Sul (7-8); 7Grupo Paraíba do Sul; 8- Complexo Quirino; Terreno Oriental (9-13): 9- Sequencia Cambuci; 10Sequncia Italva; 11- Sequencia Costeiro; 12- Arco magmático Rio Negro; 13- Granito colisionais;
Terreno Cabo Frio (14-15): 14- Sequencia Búzios e Palmital; 15- Complexo Região dos Lagos.
III. QUEBRA DO GONDWANA
- Diques Básicos
1
lta
su
II. ROCHAS MAGMÁTICAS BRASILIANAS
4 - Pós-colisional (520-480 Ma)
3 - Tardi-colisional (540-520 Ma)
2 - Sin-colisional (600-560 Ma)
1 - Pré-colisional (640- 600 Ma)
I. MARGEM PASSIVA NEOPROTEROZOICA
S
S
Gnaisses Pelíticos (kinzigito)
Leucognaisse (leptinito)
Biotita Gnaisse com quartzitos
Figura 10: Perfil esquemático de distribuição dos
granitóides no âmbito da Faixa Ribeira
17
A partir dos dados geocronológicos e estudos tectônicos relacionados à formação da
Faixa Ribeira, a Orogênese Brasiliana foi dividida em três estágios orogenéticos principais de
acordo com as fases de deformação que estão intimamente relacionadas às fases de
metamorfismo (Trouw et al. 2000 e Heilbron et al., 1993, 1995, 2000): O principal evento
tectono-metamórfico corresponde ao primeiro pulso metamórfico (M1) que atingiu condições
de facies anfibolito a granulito, coincidindo com o período sin colisional (590-565 Ma) ou da
Ob
deformação principal (D1+D2). Esta foi responsável pela compartimentação tectônica
observada no segmento central da Faixa Ribeira, gerada através do empilhamento de
diversas escamas de empurrão com transporte tectônico direcionado para a área do Cráton
do São Francisco. Este evento afetou ambos os terrenos, Ocidental e Oriental, sendo
ra
registrado no terreno Ocidental (estágio metamórfico M1 de Heilbron et al., 1993; Heilbron et
al., 2000; Machado et al., 1996), associado com a deformação principal (D1 + D2). No
pa
segmento central da Faixa Ribeira este estágio orogênico pode ser subdividido em cinco
episódios: pré-colisional (630-595 Ma); cedo-colisional (595-565 Ma); sin-colisional (565-540
Ma); tardi-colisional (540-520 Ma) e pós-colisional (520-480 Ma). O período cedo-colisional é
ra
caracterizado pela deformação principal (D1+D2), responsável pelo empilhamento tectônico,
inicialmente representado por dobras recumbentes e empurrões dúcteis com vergência para
a área cratônica que, posteriormente, passa a registrar uma importante componente de
Co
movimentação oblíqua (inversa e destral). Este período está associado à etapa metamórfica
M1, com regime de pressão média a alta e zoneamento inverso, e a granitóides deformados
do tipo I e S. No Terreno Oriental, este evento é representado principalmente pela colocação
ul
ns
de numerosos corpos de granitóides concordantes com a estruturação regional. Em certos
domínios do terreno Ocidental ocorrem registros de um evento metamórfico mais antigo, em
torno de 605-628 Ma, provavelmente relacionado à fase inicial de colisão arco-continente.
O segundo pulso metamórfico (M2) atingiu a facies anfibolito médio a alto, e está
ta
relacionado ao período tardi/pós-colisional (545-520 Ma) das fases de deformação tardias
(D3+D4) posteriores à foliação principal (Heilbron et. al., 1995; 1998). O período tardi-
colisional é representado pela fase de deformação tardia (D3), que resolveu o encurtamento
através do redobramento íngreme da foliação pré-existente e da implantação de zonas de
cisalhamento com componente direcional destral. A este período está associada a etapa
metamórfica M2, com regime de pressão mais baixa, responsável pela intensa fusão parcial
da cobertura e do embasamento na porção mais interna da faixa, resultando na geração de
18
diversos corpos granitóides, mais abundantes próximo à região costeira do Estado do Rio de
Janeiro. O período pós-colisional representa a transição para o regime distensional
predominante no Fanerozóico, com a geração de corpos granitóides isotrópicos, comumente
associados a rochas básicas (Heilbron et al., 1995). Este evento pode ser interpretado como
resultado da convergência tarde a pós-colisional do Terreno Oriental com a margem de placa
São Franciscana (Heilbron & Machado, 2003).
Ob
O terceiro estágio corresponde ao período pós tectônico, ocorrido entre 503-492 Ma,
que é contemporâneo à fase de deformação tardia D4 e está associado a magmatismo
granítico (Heilbron et. al., 1995).
ra
2.2.3) Os Granitos da Região Alvo
Os principais corpos graníticos da região central do estado foram descritos na
pa
tentativa de ordená-los em sequência, segundo suas idades relativas, do mais velho para o
mais novo (Penha, 1984). Rochas plutônicas gnaissificadas predominam em termos mais
ra
básicos, formando as unidades mais antigas da área (Unidades Santo Aleixo, Rio Negro
(Penha et al, 1980) e Série inferior (Hemlbold et al 1965)). Em seguida, ocorreriam plutonitos
gnaissificados em maior ou menor grau, representados principalmente pelo Batólito da Serra
tectônicas.
Co
dos Orgãos. São rochas de composição granítica a granodiorítica e com características sin-
Cortando esta suíte são reconhecidos plutonitos tardi a pós-tectônico de composição
ul
ns
granodiorítica a granítica, na forma de pequenos “stocks” e bem representado pelo granito
Suruí e Pedra Branca (Porto Jr. & Valente, 1988) que tem como uma de suas principais
características a presença de megacristais de K-feldspato orientados (Porto Jr., 1994)
ta
Plutonitos posteriores representados pelos granitos Andorinha (Penha et al, 1980),
Nova Friburgo, Ipiranga, Favela, Mangaratiba e Sana posicionaram-se após eventos
tectônicos e magmáticos anteriormente referenciados. Esses corpos apresentam-se como
diques espessos de composição granítica, tendendo a texturas porfiríticas e contendo
xenólitos das rochas encaixantes, com consequente assimilação eventual das mesmas. Por
último, foram descritas rochas plutônicas ainda mais jovens, caracterizando um último
evento magmático ácido ocorrido na região. São leucogranitos (Granito Rosa, (Rosier, 1957))
19
aos quais admíte-se afinidades genéticas com o granito Andorinha, podendo representar
uma fase mais diferenciada daquele magmatísmo.
Baseando-se em dados geoquímicos e de química mineral, Machado & Demange
(1991) relataram que o magmatismo brasiliano gerador de granitos como Nova Friburgo,
Frades, Suruí e Pedra Branca é do tipo “I”. Concluíram ainda que esse magmatismo
brasiliano é muito similar ao magmatismo do tipo Cordilherano de margem continental ativa
Ob
do tipo Andino. Ainda segundo estes autores, tería ocorrido uma zona de subducção do tipo
“B”, em direção a NW, que mergulharía por debaixo do cinturão Ribeira.
ra
Trabalhos realizados nas Serras da Pedra Branca e Misericórdia (Porto Jr., 1994),
considerou os corpos graníticos ocorrentes nessas regiões correlacionáveis, do ponto de vista
petrográfico, geoquímico e de campo. Considerou ainda a cristalização fracionada como
ra
pa
sendo o principal mecanismo de diferenciação dentro da evolução do granito Pedra Branca.
ul
ns
Co
ta
20
PARTE 3
OS GRANITOS ESTUDADOS (Campo e Petrografia)
3.1 – Granito Pedra Branca
3.1.1 – Aspectos de campo
Ob
O Granito Pedra Branca corresponde ao litotipo de maior expressão areal na região
estudada, compondo grande parte da Serra do Camorim, Sacarrão, Rosilha, Bangu, Barata e a
totalidade da Serra do Calembá. É uma rocha holo a leucocrática, caracterizada pela presença
ra
marcante de fenocristais centimétricos de microclina que sobressaem na matriz média a
grossa (>1 a 6mm). Com base nas variações variações
texturais foi possível a
individualização de três facies distintas para o Granito Pedra Branca: facies bandada,
pa
largamente dominante na área e facies hololeucocrática e pegmatítica, ambas de ocorrências
subordinadas. Enclaves das rochas encaixantes: biotita-granada gnaisse, biotita-hornblenda
gnaisse, gnaisses semifacoidais e tonalito Tachas são comumente observados no seu interior,
ra
quer seja, nas suas porções mais internas ou periféricas. Duas faciologias principais são
descritas: Facies Bandada e Facies Hololeucocrática.
Co
# Granito Pedra Branca, Facies bandada .
É representada por rochas holo a leucocráticas de coloração róseade crater magmático
ul
ns
franco e textura inequigranular-hipidiomórfica. São tipos porfiríticos marcados pela presença
de fenocristais de microclina de até 8.0 cm envoltos em uma matriz média a grossa (>1 a
6mm). Texturas cumuláticas são comuns nas proximidades de enclaves das rochas
encaixantes. Sua composição mineral é dada por: microclina, plagioclásio, quartzo e biotita,
esta, em volumes baixos. Allanita ocorre como fase acessória comum, contudo, em volumes
ta
inferiores aos observados no Granito Rosilha descrito anteriormente (Figuras 11, 12 e 13).
# Granito Pedra Branca, Facies hololeucocrática.
A fácies hlololeucocrática possui coloração rósea e textura inequigranularhipidiomórfica caracterizada por uma matriz média a grossa (>1mm a 6mm). Eventualmente
podem ser observados fenocristais de microclina até 4cm. Sua composição não difere da
anterior sendo dada por microclina, plagioclásio, quartzo e biotita (Figuras. 14 e 15).
21
Ob
12
ra
ra
pa
11
13
Figura 11:Granito Pedra Branca, facies bandada padrão.
Figura 12:Granito Pedra Branca, facies bandada
padrão.Observar a distribuição dos fenocristais de Kfeldspatos
lta
su
n
Co
14
Fig.17
Figura 13: Granito Pedra Branca, facies bandada padrão.
Figura 14: Granito Pedra Branca, facies hololeucocrática
padrão.
Fig.16
Figura 15:Granito Pedra Branca, facieshololeucocrática
interdigitada na facies bandada.
15
22
# Granito Pedra Branca, Facies hololeucocrática
São rochas, holocristalinas, inequigranular-hipidiomórfica, e com granulação variando no
intervalo (<1 a 9mm). A presença de megacristais confere à rocha pontualmente, um
caráter porfirítico. Possui composição essencial dada por microclina, quartzo, plagioclásio
e biotita em volumes muito subordinados. Os acessórios da rocha são: apatita, allanita,
minerais opacos e zircão. Como minerais secundários ocorrem carbonato, muscovita e
Ob
saussurita (figura 16).
A microclina ocorre em grãos finos a grossos variando entre 1 e 9mm. Possui hábito
prismático a tabular, geminação "Tartan". Alguns grãos possuem caráter poiqulítico
ra
caracterizado por inclusões de apatita, quartzo, moscovita, biotita, plagioclásio e titanita
(figura 17).
O plagioclásio possui granulação fina a média, hábito tabular a prismático, mostrando-se
pa
geminados pela Lei da Albita. Saussuritização é comumente observada dificultando a
visualização das lamelas de geminação. Caráter poiquilítico é caraterizado por inclusões
ra
de apatita e zircão. Eventualmente são observados inclusos na microclina onde exibem
zonamento composicional (figuras 18 e 19). Quando limitados por grãos de microclina
exibem textura mirmequítica associada.
Co
O quartzo ocorre como grãos límpidos, finos a médios (<1 a 3,5mm), de hábito granular a
subarredondado, xenomórfico e, quando limitados por grãos de microclina ou menos
comumente por grãos de plagioclásio, exibem contatos
ul
ns
côncavo/convexo.
tipo “embayment” e
A biotita apresenta-se em grãos de hábito tabular e granulação fina a média (<1 a 2mm).
Alguns grãos exibem nítida associação com fases de minerais precoces como minerais
opacos e apatita.
ta
Os minerais são finos (<1mm), de hábito tabular e xenomórficos. São observados
freqüentemente associados à biotita. A apatita é fina (<1mm) com hábito acicular. É
observada inclusa nos grãos de microclina e eventualmente nos plagioclásios e minerais
opacos. São raras as observações desta fase mineral na rocha. O zircão possui hábito
prismático a subarrendado e granulação fina (<1mm). São muito raros na rocha. A
muscovita possui hábito tabular e granulação fina. Ocorre associada à microclina,
bordejando-as. Comumente é observada preenchendo fraturas existentes nos grãos de
23
ra
Ob
17
12
ra
pa
16
n
Co
19
Figura 16:Granito Pedra Branca, facies
13
hololeucocrática. Aspecto geral da textura ao
microscópio
14
lta
su
18
11
Fig.17
Figura 17:Granito Pedra Branca, facies
hololeucocrática. Aspecto geral das inclusões em
grãos de K-feldspato (microclina) ao microscópio
Figura 18: Granito Pedra Branca facies
hololeucocrática.Inclusões saussuritizadas de
plagioclásio em Microclina.
20
Figura 19: Granito Pedra Branca facies
hololeucocrática.Inclusões saussuritizadas com
bordas sobrecrescidas de albita em Microclina.
15
Figura 20: Granito Pedra Branca facies bandada.
Fig.16
Observar os megacristais de Microclina
24
microclina e plagioclásio de maior dimensão. O carbonato é fino (<1mm) e são observados
como material de preenchimento dos interstícios granulares e/ou fraturas existentes em
grãos microclina e plagioclásio de maior dimensão.
Tabela 1: Composição modal para a facies Hololeucocrática do Granito Pedra Branca
Mineral
ra
Ob
microclina
quartzo
plagioclásio
biotita
zircão
apatita
min. opacos
muscovita
allanita
carbonato
saussurita
Percentual
Mínimo
34
33
21
2
0.1
0.2
0.2
0.1
0.3
0.1
0.2
Percentual
Máximo
37
42
25
5
0.3
0.4
0.4
0.5
0.5
0.3
0.7
pa
Índice de cor: (2% a 5%) = hololeucocrático. Classificação modal das rochas da facies
hololeucocrática da Unidade granito pedra branca segundo Streckeisen (1976): monzogranito
ra
3.1.2 – Aspectos petrográficos
# Granito Pedra Branca, Facies Bandada
Co
São rochas holocristalinas, de textura inequigranular-hipidiomórfica e com matriz
apresentando granulação média (1 a 5mm). A presença de megacristais de até 12mm
ul
ns
confere à rocha uma textura porfirítica típica. A composição mineral da rocha é dada por
microclina, plagioclásio, quartzo e biotita. Como acessórios são observados minerais
opacos, apatita, allanita, titanita e zircão. Muscovita, clorita carbonato e saussurita são
minerais secundários comuns (figura 20).
A microclina apresenta-se como grãos finos a médios, hipidiomórficos de hábito
ta
prismático a tabular. Micropertitas são observadas. Exibem freqüentemente geminação
“tartan” e eventualmente "Carlsbad”. Possue caráter poiquilítico conferido por inclusões
de plagioclásio, quartzo, biotita e apatita. Quando em contato com grãos de quartzo,
mostram contatos em “embayment”, côncavo/convexo.
O plagioclásio apresenta-se como grãos finos a médios, geminados pela “Lei da Albita”
mostramdo-se freqüentemente alterados para saussurita. São grãos com hábito colunar a
tabular, hipidiomórficos. Caráter poiquilítico eventual é marcado pela presença de
25
inclusões de grãos de biotita. Quando em contato com grãos de quartzo, mostram contatos
do tipo “embayment”, côncavo/convexo. Textura mirmequítica é comum. Ocorre total ou
parcialmente alterado ou com bordas reacionais de composição possivelmente mais
albítica quando incluso nos megacristais de microclina (figura 18). Grãos que apresentam
sobrecrescimento sintaxial são observados com inversão de suas lamelas de geminação.
Alguns grãos apresentam intenso processo de muscovitização.
Ob
O quartzo mostra grãos límpidos, finos a médios, xenomórficos, por vezes com contornos
arredondados com limites côncavo/convexo. Exibe, quando limitado pela microclina e
pelo plagioclásio, contatos tipo “embayment”. Extinção ondulante pode ser observada em
ra
alguns grãos. A biotita ocorre em grãos de hábito tabular a prismático e granulação fina a
média (<1 a 1,5mm). Em geral, associa-se aos minerais opacos e menos comumente à
titanita e allanita. A allanita ocorre em grãos finos a médios (<1 a 1,5mm), xenomórficos. É
pa
intimamente associada à biotita e minerais opacos, bordejando-os ou englobando este
último. Não é fase acessória abundante na rocha.
ra
Os minerais opacos são xenomórficos, por vezes esqueléticos, em grãos de hábito tabular e
granulação fina a média (<1 a 1,5mm). São comumente observadas “carie texture”, o que
indica processo de corrosão. Estão em geral associados à biotita. A apatita é fase acessória
Co
comum na rocha. Apresenta hábito prismático a subarredondado e granulação fina
(<1mm). Ocorre como grãos inclusos nos grãos de plagioclásios e microclinas, sendo nesta
última com mais freqüência. O zircão apresenta
granulação fina (<1mm), hábito
ul
ns
prismático a subarredondado. A titanita apresenta hábito acicular e granulação fina (<
1mm). São raras as ocorrências desse mineral na nessa rocha.
A clorita possui granulação fina (<1mm) e hábito fibroso. São raras e freqüentemente
observadas dispostas segundo o plano de clivagem da biotita, como produto de alteração.
ta
A muscovita e o carbonato apresentam grãos finos e são observados como preenchimento
dos interstícios existentes nos megacristais. Compõem a saussurita como produto de
alteração do plagioclásio. Possui granulação fina (<1mm).
26
Tabela 2: Composição modal para a facies bandada do Granito Pedra Branca
Mineral
ra
Ob
microclina
quartzo
plagioclásio
biotita
zircão
titanita
apatita
min. opacos
clorita
muscovita
allanita
carbonato
Percentual
Mínimo
26
33
17
2
0.1
0.1
0.1
0.3
0.1
0.1
0.3
0.1
Percentual
Máximo
44
42
28
7
0.4
0.3
0.4
0.6
0.3
0.4
0.5
0.4
Índice de cor: holo a leucocrático. Classificação modal para a facies bandada do Granito
pa
Pedra Branca (Streckeisen, 1976): Monzo a sienogranito
# Granito Pedra Branca, Facies hololeucocrática.
ra
A fácies hlololeucocrática possui coloração rósea e textura inequigranular-hipidiomórfica
caracterizada por uma matriz média a grossa (>1mm a 6mm). Eventualmente podem ser
Co
observados fenocristais de microclina até 4cm. Sua composição não difere da anterior
sendo dada por microclina, plagioclásio, quartzo e biotita.
3.2.1 – Aspectos de campo
ul
ns
3.2 – Granito Andorinha/Favela
O Granito Andorinha/Favela tem área de ocorrência restrita em termos de volume na
região estudada, mas corresponde a dezenas de pequenos corpos espalhados por toda a área.
ta
Nos limites da cidade do Rio de Janeiro recebe a denominação de Granito Favela e para o
resto da região de Granito Andorinha. Esse magmatismo representa o evento intrusivo mais
jovem na região. É um litotipo leucocrático, de tonalidade variando de cinza a róseo, e sua
composição mineralógica essencial é dada por microclina, plagioclásio, biotita e quartzo. É
caracterizado pela homogeneidade textural, em texturas equigranulares (média). Contudo,
eventualmente podem ser observados pórfiros euedrais de microclina de até 2 cm em meio a
matriz.
27
Sua ocorrência se dá sob a forma de diques tabulares, centimétricos, zonados,
subverticais a subhorizontais, que cortam à exceção dos diques de fonolito/traquito e
diabásio, todos os litotipos já descritos. Seus contatos, são invariavelmente bem definidos
(bruscos) e com eventual foliação de fluxo magmático, conferida pelo arranjo planar de
feldspatos e principalmente palhetas de biotitas. Na região do Vale do Camorim, Município
do Rio de Janeiro, nos níveis topográficos mais elevados, pode ser observado compondo
Ob
pequenos alinhamentos de matacões tabulares, de mergulhos subhorizontais e paralelos a
foliação de fluxo do Granito Pedra Branca. Xenólitos centimétricos, fusiformes e com bordas
enriquecidas em biotita refratária, são eventualmente observados em seu interior, orientados
segundo uma direção preferencial de fluxo magmático.
ra
Sua ocorrência na porção SW da área de estudo (Pedreira Ibrata - Pedra do Calembá) é
observada sob a forma de um dique de aproximadamente 150m de extensão e largura não
pa
superior a 2m que apresenta-se cortando subverticalmente as interestratificações das fácies
bandada e hololeucocrática do granito Pedra Branca (figuras. 21 e 22). Na região da Serra
dos Órgãos este granitóide em geral da forma aos principais picos da região. Por se
ra
apresentar de forma bastante homogênea e em corpos de forma tabular, esta rocha resiste
mais aos processos intempéricos gerando erosão diferencial que facilita a ocorrência de picos
por ela formada (figuras 23 e 24)
Co
3.2.2 – Aspectos petrográficos
# Biotita-Granito (Granito Andorinha/Favela)
ul
ns
Trata-se de uma rocha equigranular, holocristalina de granulação média no intervalo
(>1 a 1,8mm). Possui composição mineral essencial dada por microclina, quartzo,
plagioclásio e biotita. Como acessório a rocha apresenta titanita, minerais opacos, zircão e
apatita. Carbonato, muscovita e clorita são secundários observados (figura 25).
ta
A microclina possui hábito tabular a prismático e granulação fina a média. Exibe
geminação "Tartan" típica, contudo, mostra geminação difusa e menos comumente
geminações compostas Carlsbad/Tartan. Apresenta contatos tipo “embayment” com o
quartzo. Por vezes, exibe caráter poiquilítico conferido por inclusões de biotita, zircão e
apatita (figura 26).
.
28
ra
Ob
21
ra
pa
24
23
lta
su
n
Co
22
Figura 21: Aspecto de campo do Granito Favela: dique subhorizontal (Pedreira Bangu,
Mun. Rio de Janeiro)
Figura 22: Aspecto de campo do Granito Favela: campo de matacões a meia encosta.
(Rosilha, Mun. Rio de Janeiro)
Figura 23: Aspecto de campo do Granito Andorinha: dique subhorizontal na parte superior
da Serra da Maria Cumprida (Terezópolis)
Figura 24: Aspecto de campo do Granito Andorinha: dique subhorizontal no topo (pico)
Maria Cumprida (Terezópolis)
29
O plagioclásio apresenta granulação fina a média, em grãos de hábito prismático.
Caráter poiquilítico pode ser observado em alguns grãos, conferido pela presença de
inclusões de biotita, zircão e quartzo (figura 27).
O quartzo ocorre como grãos de granulação fina (<1mm), granular, xenomórfico com
caráter intersticial. São grãos invariavelmente límpidos e com extinção ondulante freqüente.
A biotita possui hábito tabular em grãos xenomórficos de granulação fina. É observada
Ob
freqüentemente associada aos minerais opacos (figura 28). .
A apatita tem hábito prismático em grãos hipidiomórficos e finos. Freqüentemente são
ra
observadas inclusas em grãos de microclina.
Alanita ocorre comumente nestas rochas
fotrmando grãos subédricos bem individualizados (figura 29).Os minerais opacos são
xenomórficos, de hábito tabular e granulação fina (<1mm). São observados freqüentemente
pa
associados à biotita. O zircão ocorre como grãos finos (<1mm), de hábito acicular a
prismático. É uma fase acessória de rara observação na rocha. A titanita possui hábito
prismático e granulação fina (< 1mm). São raras as ocorrências desta fase mineral rocha. A
ra
clorita ocorre como produto comum da alteração da biotita. Possui hábito fibroso e
granulação fina (<1mm). A muscovita apresenta granulação fina (<1mm), hábito tabular a
fibroso e encontram-se preenchendo os interstícios existentes em grãos de maiores dimensões
Co
de microclina e plagioclásio.
Mineral
Percentual
Máximo
39
27
27
13
0.3
0.6
0.4
0.7
0.4
0.3
ta
microclina
quartzo
plagioclásio
biotita
zircão
apatita
titanita
min. opacos
muscovita
clorita
Percentual
Mínimo
35
23
25
10
0.1
0.3
0.1
0.3
0.2
0.1
ul
ns
Tabela 3: Composição modal do Biotita-Granito (Andorinha/Favela)
Índice de cor: (10% a 13%) = leucocrática
Classificação modal das rochas do Biotita-granito (Streckeisen, 1976): Monzogranito
30
25
ra
Ob
26
21
24
lta
su
n
Co
29
23
28
ra
22
pa
27
Figura 25: Aspecto de geral da textura ao microscópio do Granito Favela.
Figura 26:Microclina suédrica e poiqui;lítica no Granito Favela,.
Figura 27: Plagioclásio subédrico médio no Granito Andorinha.
Figura 28: Padrão de ocorrência dos grãos de biotita no Granito Andorinha.
Figura 29: Ocorrência de grãos euédricos de alanita no Granito Favela.
31
3.3 – Granito Mangaratiba
3.3.1 – Aspectos de campo
O biotita granito compreende um corpo plutônico pós-colisional de grande dimensão
que ocorre na parte superior da Serra de Mangaratiba, correspondendo a porção central da
área mapeada. Ele coincide, em distribuição areal, com o denominado Granito Mangaratiba
(DRM-RJ,1983 e Guimarães, 1999), sendo que as características faciológicas dessas rochas,
Ob
analisadas em campo e laboratório, permitiram a individualização de duas faciologias: uma
equigranular e outra glomeroporfirítica. O posicionamento topográfico e estratigráfico destes
corpos sugere a possibilidade destes serem correspondentes a estruturas “dique-sill”. Por
apresentar contatos geralmente de baixo ângulo com as rochas encaixantes, o biotita granito
ra
pode ser interpretado como um corpo de atitude subhorizontal podendo corresponder, em
parte, a um lacólito ou facólito. Em campo, a ocorrência do biotita granito se dá sob a forma
de blocos “in situ” (Figura 30) e matacões “in situ” (Figura 31 ) ou movimentados (Figura 32 ).
pa
Mais comumente ocorrem nas partes mais altas do morros que constituem a parte central da
Cidade de Mangaratiba (Figura 33), na margem de estradas e nas drenagens. Também foram
mapeados afloramentos em cortes de estrada e na Praia Ibicuí. Em alguns afloramentos, foi
ra
possível visualizar estruturas de fluxo magmático não muito pronunciadas (Figura 34). Estas
ocorrências pontuais de fluxo podem ser interpretadas, por analogia a outros corpos
estudados em outras regiões do Estado do Rio de Janeiro, como possíveis diques
Co
alimentadores verticalizados das intrusões graníticas que se colocam sob a forma de “sills”
quase horizontalizados (Figura 35). O biotita granito é rico em enclaves máficos
microgranulares de coloração cinza escuro (Figura 36). Enclaves de variadas composições
ul
ns
ocorrem dispostos sob formas discóides, arredondadas e angulosas, caracterizando diferentes
níveis de assimilação (Figura 37). Outra característica associada este litotipo é a presença de
glômeros máficos arredondados (Figura 38) em geral constituídos de agregados de biotita,
mineral opaco e titanita (mais raramente também allanita) que lhe confere uma textura
glomero-porfirítica (Figura 39) que vem caracterizar a faciologia aqui denominada de
ta
Titanita granito (Figuras 40 e 41). O biotita granito é uma rocha de aspecto homogêneo, com
estrutura maciça, leucocrática, com colorações cinzentas a levemente rosadas, equigranular a
glomeroporfirítico, de granulação média. Sua mineralogia é formada basicamente por
microclina, plagioclásio, quartzo e biotita; por vezes, apresenta pórfiros rosados de Kfeldspato (10-30 mm) e, comumente, apresenta agregados máficos (glomeros), compostos de
biotita, hornblenda, mineral opaco e titanita.
32
Ob
31
30
Fig. 24
ra
33
ra
pa
32
35
lta
su
n
Co
34
Fig. 28
Fig.16
36
37
33
ra
Ob
39
ra
pa
38
Figura 38: Granito Pós-colisional: glômeros
máficos arredondados.
Figura 39: Granito Pós-colisional: textura
glomero-porfirítica.
Figura 40: Granito Pós-colisional: aspecto de
campo da faciologia Titanita granito.
Figura 41: Granito Pós-colisional: aspecto de
campo da faciologia Titanita granito.
41
lta
su
n
Co
40
34
3.3.2 – Aspectos petrográficos
Duas faciologias distintas foram identificadas no campo: uma fácies equigranular com
presença de allanita e outra glomeroporfirítica com presença de titanita. A seguir serão
apresentadas as características petrográficas de cada uma dessas faciologias.
> Facies Equigranular (com presença de allanita)
É uma rocha leucocrática, de cor cinza claro e granulação predominantemente média
Ob
(grãos variando entre 1 a 5 mm) (Figura 42). É composto de quartzo (26%), microclina (27%),
plagioclásio (24%), biotita (10%), ortoclásio (2%), allanita (1,%), e carbonato, clorita,
muscovita, minerais opacos, zircão e apatita completando o conteúdo mineralógico da rocha.
ra
Os grãos de quartzo variam de hipdiomórficos a xenomórficos, com granulometria variando
de fina (0,6mm) a média (1,5mm). Os grãos apresentam-se com tendência a um hábito
arredondado, exibindo contatos do tipo em baía com a microclina e muscovita (Figura 43). Já
pa
com relação a titanita, os contatos são mais retilíneos. Alguns grãos ter sido formados
intersisticialmente, revelando ser uma fase de cristalização mais tardia (Figura 44). É comum
ra
a ocorrência de grãos de quartzo arredondados como inclusões em megacristais de
microclina (Figura 45) apontando para o fato de seu comportamento residual, bem como
formando intercrescimento mirmequítico (Figura 46) junto a grãos de plagioclásio
Co
destabilizados. Os grãos de microclina ocorrem tanto como megacristais de até 1 cm (Figura
47), mas em geral são médios com dimensão em torno de 2 mm (Figura 48). São grãos
hipdiomórficos, com granulometria variando de fina (0,3 mm) a média (2 mm). Os grãos
ul
ns
maiores mostram-se ricos em inclusões de quartzo arredondado que podem representar
“gotas” de líquido magmático aprisionado na fase final da cristalização (Figura 49). Estes
grãos são hipdiomórficos com limite de grãos apresentando contatos reativos (embainhados)
(Figura 50). Quando em contato com plagioclásio, apresenta contatos algo mais corrosivo.
Alguns grãos apresentam sericita nas extremidades. Em geral, apresentam-se bem
ta
preservados. Os grãos de plagioclásio são hipdiomórficos, de granulometria variando de fina
(0,5mm) a média (3 mm). Exibem hábito prismático (Figura 51), contatos corroídos com a
biotita, ortoclásio e microclina. Podem apresentar-se muito modificados hidrotermalmente
(saussuritizados) (Figura 52) e não raramente mostram-se zonados composicionalmente
(Figura 53). Podem apresentar inclusões, neste caso englobando grãos de biotita cloritizada
de hábito tabular, minerais opacos de hábito octaédrico, zircão e apatita, mas nunca
microclina ou ortoclásio, estabelecendo uma relação temporal clara de crescimento para este
35
Ob
43
ra
42
ra
pa
44
Fig.6
Fi.15
lta
su
n
Co
Fig.35
45
Fig.40
46
47
Figura 42 - Granito Mangaratiba: aspecto geral da textura ao microscópio. Facies equigranular
(Nicóis cruzados).
Figura 43- Granito Mangaratiba: quartzo com padrão “embayment” .(Nicóis cruzados).
Figura 44- Granito Mangaratiba: grãos de quartzo de caráter intersticial.(Nicóis cruzados).
Figura 45- Granito Mangaratiba: inclusões arredondadas de quartzo em megacristal de
microclina.(Nicóis cruzados).
Figura 36- Granito Mangaratiba: intercrescimento mimerquítico. (Nicóis cruzados).
Figura 47- Granito Mangaratiba: megacristal de microclina.
36
Ob
Fig1
49
ra
48
Fig.41
ra
pa
50
Fig.37
Fig.6
Fig.39
Fig.16
lta
su
Fig.39
52
Fig.38
Fi.15
n
Co
Fig.35
51
Fig.40
53
Fig.40
Fig.46Fig.46
Fig.17
Figura 48: Granito Mangaratiba: grãos de microclina médios na matriz
Figura 49: Granito Mangaratiba: grãos de microclina euédrica com inclusões residuais de quartzo
(Nicóis Cruzados)
Figura 50:Granito Mangaratiba: grãos de microclina subeuédrica com contornos embainhados
(reativos) (Nicóis cruzados)
Figura 51:Granito Mangaratiba: plagioclásio de hábito prismático (Nicóis Cruzados)
Figura 52:Granito Mangaratiba : plagioclásio fortemente saussuritizado (Nicóis Cruzados)
Figura 53:Granito Mangaratiba : plagioclásio fortemente zonado(Nicóis Cruzados)
Fig.47
Fig.48
37
conjunto de minerais. Uma segunda geração pode ser estabelecida a partir da existência de
um sutil sobrecrescimento apresentado por alguns grãos. Como este sobrecrescimento não
foi afetado por modificações hidrotermais, entende-se ser ele tardio em termos de
aparecimento (Figura 54). Intercrescimento mimerquítico com o quartzo é bastante comum
(Figura 55). Eventual presença de ortoclásio foi observada. São grãos hipdiomórficos a
xenomórficos, com granulometria em torno de 1 mm. Apresentam fraturas preenchidas por
Ob
carbonatos. Em geral, apresentam-se razoavelmente sericitizados .
Os grãos de biotita apresentam-se fortemente alterada. São grãos hipdiomórficos a
xenomórficos de hábito tabular. A granulometria varia de fina (0,05mm) a média (2,00mm).
Pode conter inclusões de minerais opacos e, em geral, ocorrem juntos com apatita, minerais
ra
opacos e zircão. A allanita é um mineral acessório de relativa importância pois foi utilizado
como parâmetro de distinção faciológica. Ocorre como grãos hipdiomórficos de granulação
pa
fina a média em geral junto às porções mais félsicas das rochas.
Os grãos de apatita, minaral opaco e zircão e aparecem como minerais acessórios
comuns. Os carbonatos ocorrem intersisticialmente, preenchendo fraturas ou por alteração
ra
principalmente do plagioclásio. Clorita e muscovita são minerais secundários observados.
> Facies Glomero-porfirítica (com presença de titanita)
Co
As diferenças fundamentais que podem ser estabelecidas entre esta faciologia e a
anteriormente descrita é a presença de uma textura glomeroporfirítica (Figura 56)
ul
ns
desenvolvida a partir da presença de grumos de material máfico (biotita-mineral opacoapatita-titanita) além da presença de titanita em grãos individualizados na matriz da rocha
(Figura 57). É uma rocha leucocrática, de cor cinza claro e granulação média com presença de
glomeros que podem ter até 1 ,2 cm de dimensão. Sua composição modal é similar a da facies
equigranular apresentando quartzo (21%), microclina (26%), plagioclásio (27%), biotita (12%),
ta
ortoclásio (4%), titanita (4,%), e carbonato, minerais opacos, zircão, allanita e apatita
completando o conteúdo mineralógico da rocha. O padrão descritivo das fases minerais é
muito similar ao descrito anteriormente. Será aqui acrescentada apenas a descrição da fase
titanita ainda não descrita. A titanita é um mineral acessório de relativa importância. Ocorre
como grãos hipdiomórficos de granulação fina a média em íntima associação à minerais
opacos e biotita caracterizando a presença de grumos máficos (Figura 58).
38
Ob
55
ra
54
pa
Fig.55
05
ra
56
Fig1
n
Co
Fig.51
Fig.43
58
lta
su
57
8Fi.15
Fig.40
Figura 54: Granito Mangaratiba: aspecto geral da textura glomeroporfirítica. (Nicóis Paralelos)
Figura 55: Granito Mangaratiba: aspecto geral da textura glomeroporfirítica. (Nicóis Paralelos)
Figura 56: Granito Mangaratiba: grãos de titanita em associação aos grumos máficos.
(Nicóis Paralelos)
Figura 57: Granito Mangaratiba: grãos de titanita individualizados na matriz.(Nicóis Paralelos)
Figura 58: Granito Mangaratiba: grãos de titanita individualizados na matriz.(Nicóis Paralelos)
39
3.4 – Granito Nova Friburgo
3.4.1 – Aspectos de campo
Trata-se de um maciço bastante homogêneo, com variação faciológica pequena, sendo
possível distinguir dois grupos de rochas de composição distinta: um, de composição
granítica (sieno a álcali-feldspato granito), que representa a parte principal do maciço e,
outro, com termos mais básicos, de ocorrência restrita, que inclui rochas de composição
Ob
quartzo diorítica a quartzo monzodiorítica. Outras ocorrências deste litotipo se dão sob
forma de diques subverticais a subhorizontais espalhadas por toda a área da Serra dos
Órgãos (Figura 59).
ra
Nos dois grupos predomina textura porfirítica, com matriz de granulação média a
grossa, mais raramente média/fina. São rochas de cor cinza clara, leucocráticas, incluindo
também termos hololeucocráticos.
pa
3.4.2 – Aspectos petrográficos
Nos termos de composição granítica K-feldspato (microclina) é a fase mais importante,
ra
seguida pelo quartzo, plagioclásio e biotita. Ocorre na matriz ou como megacristais
poiquilíticos, euedrais, pertíticos; com as partitas na forma de gotas ou prismáticas (figura
Co
60).
O plagioclásio pode ocorrer como megacristal, porém em tamanho menor do que o Kfeldspato, ou na matriz, em cristais muitas vezes zonados, centro mais cálcico do que a
associado a fluorita nos seus traços de clivagem.
ul
ns
periferia, podendo também ocorrer sericitizado ou muscovitizado (na parte central),
Os minerais ferro-magnesianos ocorrem muitas vezes agrupados, com texturas
cumuláticas, juntamente com titanita, allanita, apatita e zircão (figura 61 e 62). A biotita achase localmente transformada em clorita e muscovita.
ta
Entre os acessórios, titanita, apatita e opacos são os mais abundantes, seguidos pelo
zircão e allanita. A apatita e allanita ocorrem em grandes cristais prismáticos ( até 1,6 mm) na
matriz ou com o inclusões nas fases essenciais; a primeira ocorre também como inclusão na
segunda; a titanita associa-se com biotita, opacos e apatita; os opacos ocorrem associados a
biotita ao lado de outros acessórios, constituindo-se juntamente com eles fases cumuláticas.
40
Granito Nova Friburgo
ra
Ob
59
ra
pa
60
61
Figura 59: Granito Nova Friburgo: aspecto geral em afloramento
lta
su
n
Co
62
Fig.40
Figura 60: Granito Nova Friburgo: Microclina euédrica a suédrica e poiquolítica (Nicóis Cruzados)
Figura 61:Granito Nova Friburgo: grumos máficos (grãos de titanita em associação a biotita e eventual
hornblenda (Nicóis Paralelos)
Figura 62:Granito Nova Friburgo: grumos máficos (textura cumulática?)(Nicóis Paralelos)
41
Dos minerais de alteração, destacam-se serecita, muscovita e carbonatos associados ao
plagioclásio, ou ainda clorita e muscovita, com biotita; e a ocorrência de fluorita associada ao
plagioclásio e muscovita.
O conjunto faciológico aponta para uma série petrográfica descontínua à biotita e
allanita com termos álcali-feldspato graníticos a granodioríticos, com uma lacuna nas rochas
monzograníticas (figura 63) (Tupinambá, 1999).
Ob
3.5 – Granito Sana
3.5.1 – Aspectos de campo
ra
Trata-se de um maciço muito homogêneo, com rochas de estrutura maciça,
leucocráticas, de cor cinza clara, granulação fina a média, mais raramente grossa, de textura
equigranular hipidiomórfica ou de tendência porfirítica (figura 64). Sua composição varia de
pa
sienogranítica a álcali-feldspato granítica. Uma faciologia porfirítica também ocorre. Nela
predominam megacristais de K-feldspato (microclina) em relação ao plagioclásio, o quais são
pertíticos e poiquilíticos.
ra
3.5.2 – Aspectos petrográficos
Co
Na mineralogia essencial predomina K-feldspato em relação quartzo, seguido pelo
plagioclásio e biotita. O K-feldspato possui forma subédrica em cristais colunares euedrais
podendo apresentar plagioclásio e quartzo como inclusões. Fraturas preenchidas por
ul
ns
sericita/muscovita são comuns (figura 65) .
O plagioclásio, ocorre comumente saussuritizado, mostramdo-se por vezes zonado.
Seus grãos são colunares a equidimensionais (figura 66). O quartzo pode ocorrer em grandes
cristais na matriz e exibe com frequência extinção ondulante.
Os minerais opacos são os acessórios mais abundantes, seguidos pela apatita, zircão,
ta
com quantidades menores de allanita (figura 67). Aparecem como inclusões euedrais na
biotita ou como cristais secundários associados a biotita, como produtos de alteração junto de
clorita e muscovita. A apatita ocorre em cristais menores inclusos nos outros minerais ou em
cristais maiores, intersticiais. A allanita ocorre em grandes cristais, em geral isolados,
prismáticos, euedrais a anedrais, pleocróicos, amarelados com tonalidade marrom a verde
clara, exibindo zoneamento interno marcante.
42
ra
Ob
ra
pa
lta
su
n
Co
Figura 63:conjunto faciológico para o Granito Nova Friburgo
43
Ob
64
ra
ra
pa
65
66
Figura 64: Granito Sana: aspecto geral em afloramento
lta
su
n
Co
67
Fig.40
Figura 65: GranitoSana: Microclinasuédrica e poiquolítica (Nicóis Cruzados)
Figura 66:Granito Sana: plagioclásio fortemente saussuritizado (Nicóis Cruzados)
Figura 67:Granito Sana: Crsital de alanita (Nicóis Paralelos)
44
Dos minerais de alteração destacam-se sericita associada ao plagioclásio, clorita a
biotita, muscovita a biotita, ou ainda pequenas quantidades de carbonato e zoisita associadas
ao plagioclásio.
Do conjunto de lâminas analisadas, três delas analisadas destacam-se pelo grau
acentuado de altereçao de seus minerais, com plagioclásio fortimente sericitizado, biotita
cloritizada, opacos como fase secundária, K-feldspato transformado em muscovita, com a
Ob
matriz enriquecida em quartzo.
3.6 – Granito Ipiranga
3.6.1 – Aspectos de campo
ra
O granito Ipiranga é um granito biotitíco com tendência porfirítica , de granulometria
fina a média e de cores acinzentadas. Morfologicamente sua área de ocerrência caracteriza-se
pela presença de morrotes com formato meia laranja onde se sobressaem grandes blocos
pa
arredondados e semi arredondados, constituindo verdadeiros campos de matacões.
3.6.2 – Aspectos petrográficos
A principal feição microscópica desse granito cosiste na sua textura que varia na sua
ra
granulação granular porfirítica a porfirítica sensu stritu, onde os cristais maiores de Kfeldspato de coloração variável de branca a rósea, possuem dimensões medias de ordem de
Co
0,5 cm a 1 cm, sendo possível reconhecer em alguns exemplares a geminação de Carlsbad
A matriz exibe uma granulação muito fina e uma coloração tendendo a cinzento claro
que dá a coloração da rocha. Constituído de pórfiros de microclina subédricos, alguns cristais
ul
ns
com característica pertitíca e matriz de quartzo, albita-oligoclásio, microclina, biotita parda e
acessórios. O quartzo normalmente e xenomórfico de coloração translúcida à esbranquiçada
ou como cristais sub-hedrais ocupando espaços irregulares entre os constituintes da rocha. É
frenquente notar processos de microclinização evidenciados pelos pórfiros de K-feldspato
que crescem a partir da digestão de plagioclásios quem passam a apresentar bordas
ta
albitizadas e mimerquíticas no contato com a microclina. Como acessórios são encontrados
cristais bem formados de titanita, de cor caramelada, de tamanho milimétrico, allanita
também milimétrica exibindo lados pleocróicos, apatita, magnetita, fluorita e alguns cristais
xenomórficos de pirita.
45
3.7 – Granito Suruí
3.7.1 – Aspectos de campo
O leucogranito Suruí, compreende um conjunto de rochas granitóides de variações
texturais conspícuas. São rochas hololeucocráticas, de tons rosados, textura inequigranularhipidiomórfica e granulação variando de média a muito grossa (1 a 12 mm), o que lhe confere
caráter porfirítico. Possui composição sieno a monzogranítica, sendo composto, por
Ob
microclina, plagioclásio e quartzo com biotita em volumes subordinados. Minerais opacos
(magnetita e/ou ilmenita) e muscovita ocorrem em pequenos volumes. Ocorre
principalmente na região de Suruí, Magé, região da baixada fluminense mas sua ocorrência
ra
também é notada fortemente nas ilhas da Baía da Guanabara.
Duas facies podem ser individualizadas para este conjunto: grossa, dominante em
volume, média de menor expressão. A facies grossa, caracteriza-se por sua relativa
pa
homogeneidade textural, podendo apresentar porém, em veios mais espessos, zonamentos
texturais e composicionais centro-borda, além de xenólitos dos tipos gnáissicos das unidades
supracitadas. Eventualmente, assume caráter discordante, cortando o conjunto gnáissico
ra
encaixante sob forma de diques de espessura não superior a um metro e, não raras vezes,
ocorre como bolsões quartzosos, com cristais de microclina e quartzo bastante desenvolvidos.
A facies média caracteriza-se pela abundante presença de "shilierens" biotíticos e estruturas
Co
fantasmas em suas porções marginais. Foliação mimética refratária (biotítica), original dos
tipos metamórficos, são comumente observadas nesta facies, porém, especialmente associada
3.8.2 – Aspectos petrográficos
São
litotipos
holocristalinos,
ul
ns
aquelas porções em que os contatos com os tipos gnáissicos são mais difusos.
hololeucocráticos,
de
textura
inequigranular-
hipidiomórfica, granulação variando de média a muito grossa (1 a 12 mm), o que lhe confere,
ta
eventual caráter porfirítico. Sua composição mineral é dada por microclina, plagioclásio,
biotita e quartzo, tendo como minerais acessórios apatita, zircão, titanita e minerais opacos.
Como minerais secundários ocorrem: carbonato, clorita, epidoto, muscovita, saussurita e
sericita.
A microclina é micropertítica, geminada por “tartan”, sendo o feldspato predominante
da rocha. Possui hábito tabular a prismático, contornos xenomórfico a hipidiomórficos e
46
granulação variando de fina a muito grossa (1 a 12 mm). Grãos com caráter poiquilítico
podem ser observados, neste caso, incluindo apatita, zircão, titanita, biotita e plagioclásio. Os
grãos de microclina apresentam-se em geral fraturados e quando assume caráter intersticial,
apresenta formas sub-arredondadas. Porções em que sua geminação apresenta-se difusa,
sugere, por vezes, que sua gênese esteja relacionada a processos de microclinização do
plagioclásio. Pode apresentar com o quartzo contatos do tipo invasivo e, quando, alterada
Ob
gera sericita e grãos aciculares de muscovita preferencialmente em suas bordas.
O plagioclásio apresenta-se geminado, tanto pela Lei da Albita quanto por Carslbad e
grãos com elevado grau de alteração, perfazem quase que a totalidade de sua espécie. Possui
hábito tabular, terminações xenomórficas e granulação fina a média (0.5 a 3.5 mm).
ra
Apresenta zonamento
óptico e/ou composicional e porções em que sua geminação
apresenta-se difusa, sugerem eventualmente processos de microclinização. Bordas de
pa
composição possivelmente mais albítica e/ou com sobrecrescimento sintaxial podem ser
observadas quando em contato com álcali-feldspato. Texturas de intercrescimento com o
quartzo podem ser observadas quando da proximidade destes últimos e, quando alterados,
ra
podem apresentar núcleos nublados. Maclas em cunha, torção do eixo C e intenso
fraturamento dos grãos, sugerem esforços sofridos pela rocha. Grãos com finas inclusões de
apatita podem ser observados. Sua composição pelo método Michel-Levi foi estimada como
Co
variando entre An25 a An30 (oligoclásio).
O quartzo é xenomórfico, límpido, fraturado, com granulação variando de fina a
grossa (<1 a 8 mm). Embora predominantemente intersticial, pode também ocorrer sob a
ul
ns
forma de finos grãos em forma de gotas sub-arredondadas no interior dos feldspatos. Pode
apresentar com o plagioclásio textura mirmequítica, quando da proximidade de grãos de
microclina, e formarem ainda contatos do tipo invasivo com este último. Evidências de
recuperação como sub-grão pode ser também observa.
ta
A biotita apresenta cor marrom em grãos de hábito tabular com contornos
xenomórficos e granulação podendo variar de fina média (<1 a 1.75 mm). Sua alteração para
clorita pode ser observada preferencialmente ao longo de seus panos de clivagem, bem como
apresentar os típicos “bird eyes”. Forma com a titanita e minerais opacos “grumos máficos”.
Caráter poiquilítico, com microinclusões destes últimos minerais pode também ser
observado. Sua ocorrência se dá preferencialmente nos flancos de grãos de microclina.
47
Os minerais opacos apresentam hábito acicular a tabular, contornos xenomórficos e
granulometria fina. Ocorrem em associação à grãos de biotita e titanita, formando com estes
pequenos “grumos” esparsos pela rocha. Sua granulação varia de fina a média (<1 a 1,1
mm). A titanita apresenta hábito acicular, contornos xeno a hipidiomórficos e granulação
muito fina (<1mm). Embora possa ocorrer dispersa por toda a seção como inclusões nos
feldspatos, preferencialmente associa-se a biotita e minerais opacos, com os quais formam
Ob
“grumos máficos”.
A apatita ocorre em finos grãos de contornos hipidiomórficos, de hábito prismático a
hexagonal, em seções basais de granulação fina e inclusos principalmente nos feldspatos. O
zircão possui habito prismático a sub-arredondado, terminações hipidiomórficas e
ra
granulação fina (<1mm). A semelhança da apatita, ocorre pela rocha sob a forma de inclusões
em grãos de cristalização subseqüente.
pa
A clorita surge a partir da alteração da biotita, preferencialmente ao longo de seus
planos de clivagem. Possui hábito fibroso, cor de interferência anômola e terminações
xenomórficas em grãos finos (<1mm).
ra
O carbonato possui relevo e cor de interferência alta e ocorre a partir da alteração do
plagioclásio. Grãos com até 1mm podem ser observados. O epidoto ocorre em grãos finos de
hábito acicular, dispostos preferencialmente sobre grãos de plagioclásio, do qual surge por
Co
alteração. Possui relevo alto, alta birefringência e forma com a mica branca e carbonato de
granulação fina (<1mm) a saussurita. A mica branca apresenta hábito acicular, em grãos
xenomórficos de granulação fina a média (<1 a 1.5mm). Grãos médios podem apresentar
ul
ns
clivagem boa segundo uma direção com hábito tabular e terminações hipidiomórficas.
Alguns grãos sugerem formação a partir da alteração da biotita.
Produtos de saussuritização e sericita surgem a partir da alteração do plagioclásio e
microclina respectivamente. A "saussurita" é formada por uma mistura de grãos de epidoto,
ta
carbonato e mica branca de granulação muito fina (<1mm).
48
Tabela 4 : Composição modal para o Granito Suruí
Mineral
ra
Ob
Percentual Percentual
Mínimo
Máximo
plagioclásio
22
43
quartzo
22
25
microclina
28
50
ortoclásio
3
biotita
3
5
zircão
0.6
1.1
apatita
0.4
0.8
allanita
0.4
titanita
0.3
1
min. opacos
0.3
0.9
muscovita
1.8
3.0
clorita
0.2
2.0
sericita
0.3
0.5
carbonato
1.3
3.2
epidoto
0.3
0.5
pa
Classificação quanto ao índice de cor: leucocrático.
Classificação petrográfica (Streckeisen, 1976): Sienogranito.
ra
ul
ns
Co
ta
49
PARTE 4 – OS GRANITOS ESTUDADOS
(Geoquímica)
4.1- Análise Geral dos Dados Coletados
A interpretação geológica/geoquímica/petrológica dos dados, visando a possibilidade
de integração dos corpos graníticos tardi a pós-colisionais do segmento central da Faixa
Ob
Ribeira em suítes ou séries distintas, foi realizada utilizando-se uma possível correlação, feita
através de planilhas contendo dados de campo, petrográficos e geoquímicos compilados a
partir da literatura disponível sobre o tema.
ra
Ao todo, foram tratados e forma conjunta análises geoquímicas referentes a corpos
graníticos tardi a pós-colisionais de variados tipos e espalhados por toda a região de estudo.
Tentou-se que a maior parte dos corpos relacionados a este agrupamento tectônico estivesse
pa
representado, mesmo quando as análises existentes não apontassem para uma qualidade
superior e mesmo que as mais antigas não se mostrassem completas quanto ao conjunto de
elementos analisados.
ra
As primeiras avaliações referentes à geoquímica qualitativa, apontam para a existência
de um conjunto relativamente espandido, de caráter subalcalino (Figura 68) e evoluído ao
longo de uma tendência calcialcalina (Figura 69). Em diagrama ACK, o conjunto mostra-se
Co
variando desde tipos metaluminosos (predominantes) até tipos peraluminosos (Figura 70).
Do ponto de vista da classificação geoquímica destas rochas elas se enquadram
ul
ns
sistematicamente no grupo dos granitos, tanto por classificação pelo diagrama TAS (Figura
71), quanto quando da utilização de parâmetros muticatiônicos (Figura 72)
Os corpos graníticos metaluminosos, e mesmo os peraluminosos, podem ser
considerados como do tipo I (Chapell & White, 1974; Pitcher, 1976) com base nas
caracetrísticas apresentadas na Tabela 5.
ta
A análise dos diagramas do tipo Harker é de pouca ajuda quando utilizamos SiO2
como índice de difrenciação. Como se tratam de rochas bastante diferenciadas e de
espanssibilidade restrita, diagramas em espaços xy contribuem de maneira restrita. A partir
do exercício de utilização de MgO como índice de diferenciação (Figura 73), pode ser dito,
entretanto, que estas rochas apontam para correlações positivas para P2O5, CaO, FeO e TiO2,
correlações negativas para SiO2, K2O e Na2O e forte dispersão para Al2O3, Rb, Ba, Sr, Hf.
50
20
Na2O + K2O (wt %)
18
16
Figura 68: Diagrama TAS aplicado
às rochas estudadas
14
12
10
8
Alcalino
6
Ob
4
2
0
35
40
SubAlcalino
45
50
55
60
65
SiO2 (wt %)
70
75
80
85
ra
FeO
pa
Toleiítico
Figura 69: Diagrama AFM aplicado
às rochas estudadas
ra
n
Co
Calci-Alcalino
Na2O + K2O
Al2O3/(Na2O + K2O)
Metaluminoso
Peraluminoso
Figura 70: Diagrama ACK aplicado
às rochas estudadas
2
1
lta
su
3
MgO
Peralcalino
1
Al2O3/(CaO + Na2O + K2O)
2
51
15
Granitos
U3
10
F
T
U2
S3
U1
Ob
Na2O + K2O (wt %)
Ph
5
S2
S1
ra
35
O3
O2
O1
B
Pc
0
R
45
55
SiO2 (wt %)
65
75
pa
Figura 71: Classificação geoquímica em diagrama TAS para os granitóides estudados
ra
n
Co
300
Granitos
200
4
100
0
-400
8
12
-300
3
7
11
-200
10
2
6
1
5
9
-100
0
P = K - (Na + Ca)
lta
su
Q = Si/3 - (K + Na + 2Ca/3)
400
100
200
300
Figura 72: Classificação geoquímica em diagrama multicatiônico
para os granitóides estudados
52
9
.9
8.4
.8
7.8
K2O (wt %)
P2O5 (wt %)
1
.7
.6
.5
7.2
6.6
6
.4
5.4
.3
4.8
.2
4.2
.1
3.6
0
0
.1
.2
.3
.4
.5
.6
.7
.8
.9
3
1
Ob
0
.1
.2
.3
.4
.5
.6
MgO (wt %)
.7
0
.1
.2
.3
.4
.7
5
3.7
4.7
3.4
4.4
Na2O (wt %)
4
3.1
ra
CaO (wt %)
MgO (wt %)
2.8
2.5
2.2
1.9
1
.9
1
4.1
3.8
3.5
3.2
0
.1
.2
.3
pa
1.3
.4
.5
.6
MgO (wt %)
.7
75.8
74.6
.9
2
1
73.4
72.2
71
69.8
68.6
67.4
66.2
0
.1
.2
.3
.4
.5
.6
.7
.8
.9
MgO (wt %)
38
15.8
30.6
15.2
26.9
Hf (ppm)
16.4
34.3
14.6
14
23.2
19.5
13.4
15.8
12.8
12.1
12.2
8.4
11.6
4.7
11
1
0
.1
.2
.3
.4
.5
.6
MgO (wt %)
.5
.6
.8
MgO (wt %)
lta
su
65
2.3
n
Co
SiO2 (wt %)
.8
2.6
ra
77
Al2O3 (wt %)
.9
2.9
1.6
1
.8
.7
.8
.9
1
0
.1
1
.2
.3
.4
.5
.6
.7
.8
.9
1
MgO (wt %)
Figura 73: Diagramas de Harker para os granitóides estudados
53
Tabela 5: Parâmetros Discriminantes utilizados por Chapell & White (1974).
Granitos tipo S
Granitos tipo I
Baixo Na. Na2O em geral < 3,2 % em rochas com Alto Na. Na2O em geral > 3,2 % em rochas félsicas,
até 5% de K2O, diminuindo para valores < 3,2% para diminuindo para valores >2,2% para rochas com até
rochas com até 2% de K2O
2% de K2O
Al2O3 / (Na2O+K2O+CaO) > 1,1, em proporção Al2O3 / (Na2O+K2O+CaO) < 1,1, em proporção
molecular
Fe+3 / Fetotal < 0,2
Fe+3 / Fetotal > 0,2
Corindon normativo (CIPW) > 1%
Diopsídio normativo (CIPW) ou Corindon normativo
Ob
molecular
> 1%
Litotipos restritos aqueles ricos em SiO2
Litotipos variando de composição f'élsica a máfica
ra
Xenólitos metassedimentares são comuns
Xenólitos máficos ricos em hornblenda e com
aparência ígnea são comuns
Aos tipos mais felsicos associam-se mineralizações A variados litotipos associam-se depósitos tipo
pa
de Sn e W
"Porphyry Copper" e de Mo
Isócronas mostram pontos espalhados dentro de um Isócronas mostram uma regular e linear distribuição
largo envelope
dos pontos
diagramas
ra
Apresentam-se variações irregulares em vários Apresentam-se variações entre os elementos bem
regular dentro dos plutons. As variações nos vários
diagramas é linear ou quase linear
Co
4.2- Interpretações dos Dados Geoquímicos
A partir dos dados compilados da literatura, apresentados nos Anexos A1, A2, A3, A4,
área estudada, do ponto de vista qualitativo.
ul
ns
A5 foi realizada a caracterização possível para o conjunto de rochas graníticas ocorrentes na
4.3- Aspectos Gerais dos Granitos da Porção Centro-Sul do segmento
ta
Central da Faixa Ribeira.
A caracterização das rochas estudadas, considerando seus aspectos de campo
(estruturas), petrográficos, mineralógicos e tectônicos foram resumidos e apresentados na
Tabela 6. Esses dados serão úteis para aclassificação das rochas graníticas estudadas, bem
como para a realização da caracterização dos agrupamentos graníticos que será feito com
base nestas características e daquelas obtidas pela classificação dos mesmos.
54
Uma primeira observação aponta para a predominância de rochas que derivam
aparentemente de fusões crustais profundas, a partir da mineralogia das mesmas. Apesar de
termos alguns tipos de caráter peraluminoso que poderiam estar associados a fusões crustais
de metassedimentos, quando da observação das características mineralógicas, as mesmas não
suportam tal afirmação, já que paragêneses típicas para rochas formadas a partir de fusões de
metassedimentos não são encontradas.
Ob
Quanto ao aspecto estrutural, podemos concluir que existem dentro do conjunto
estudado, predomínio quase que total de rochas não deformadas. As que apresentam algum
tipo de estrutura s mesmas são relacionadas a fluxo magmático ou referentes a processo de
ra
alojamento do magma, portanto, sem caracáter tectônico.
pa
4.4. Classificação metalogenética para as Rochas Graníticas da Porção CentroSul do Estado do Rio de Janeiro, Folha Rio de Janeiro. (Segmento Central da
Faixa Ribeira).
4.4.1 – Introdução
ra
A literatura apresenta variados tipos de classificações para rochas graníticas. Dentre
aquelas mais utilizadas temos as sugeridas por Chapell & White (1974), em clássico trabalho
de definição de tipos graníticos I (fonte ígnea) e tipo S (fonte dedimentar). Posteriormente
Co
essa classificação foi reavaliada e ampliada por Pitcher (1979), surgindo então as rochas
graníticas do tipo A e M, enquanto o tipo I foi subdividido em tipo Caledoniano e
4.4.2- Parâmetros Utilizados na Classificação
ul
ns
Cordilheirano. O tipo S não sofreu grandes modificações.
A primeira classificação a ser avaliada é a de Chapell & White (1974). Nela, são usados como
parâmetros classificatórios a porcentagem de Na2O nas amostras; a proporção molecular do alumínio
em relação a de sódio, potássio e cálcio; a relação Fe+3/Fetotal, a dispersão de SiO2 por litotipos e
ta
ocorrência de paragêneses minerais como biotita/muscovita e biotita/hornblenda. A partir destes
parâmetros foi realizada uma primeira distinção entre os vários litotipos graníticos ocorrentes no
segmento central da Faixa Ribeira. Dentre os parâmetros que não puderam ser utilizados, por falta de
dados na literatura, devem ser citados aqueles relacionados à razões isotópicas 87Sr/86Sr e a avaliação
da dispersão dos resultados isotópicos quando plotados em diagramas isocrônicos. Assim, os
parâmetros discriminantes considerados como pertinentes pelos autores podem ser obsevados na
Tabela 7.
55
Tabela 6: Sintese das características de campo e petrográficas dos granitos estudados
Maciço
Composição
Minerais
Minerais
Textura e
Feições
Granítico
Dominante
Essenciais
Acessórios
Estrutura
Petrográficas
FK > Qtz >Plg > Bit
Opc > apt > zir +/all
FK > Qtz >Plg > Bit
Tit > Apt > opc > all
Sieno
Monzogranito
Nova Friburgo
Sieno a álcaligranito
Andorinhas
Sieno
monzogranito
a
FK > Qtz >Plg >Bit
Tit > Apt > opc> zir
Equigranular médio
Suruí
Sieno
monzogranito
a
FK > Qtz >Plg
Opc > apt > zir
Inequigranular
porfirítica
Mangaratiba
Sieno granito
FK > Qtz >Plg
Tit > Apt > opc> zir
Equigranular médio
Sana
Sieno a álcaligranito
FK > Qtz >Plg > Bit
Opc > apt > zir
Inequigranular
porfirítica
Sieno
monzogranito
FK > Qtz >Plg >Bit
Tit > Opc > apt > zir
Inequigranular
porfirítica
a
pa
Ipiranga
a
ra
Ob
Pedra Branca
Inequigranular
porfirítica;
bandada;
pegmatítica
Inequigranular
porfirítica
Text. Poiquilítica;
mirmequita,
pertita
Text. Poiquilítica;
mirmequita e plag
zonado
Text. Poiquilítica;
mirmequita,
pertita
Text. Poiquilítica;
mirmequita,
pertita
Text. Poiquilítica;
mirmequita
Text. Poiquilítica;
mirmequita,
pertita
Text. Poiquilítica;
mirmequita
Com base nestes parâmetros foi realizada então uma comparação com os dados
ra
disponíveis para as rochas graníticas estudadas. O resultado desta comparação está
apresentado na tabela 7. A interpretação dos resultados, que aponta para uma
predominância absoluta de tipos graníticos que devem ser classificados como I, confirma a
Co
afirmação feita anteriormente de que inexistem paragêneses diagnósticas para origem a
partir de fusões de metassedimentos, dentre as rochas estudadas.
ul
ns
A classificação proposta por Pitcher (1977) apresenta um avanço em relação à anterior
pois as rochas graníticas foram também por seus aspectos tectônicos, além de especificar
outros tipos graníticos não contemplados na classificação anterior. Os tipos graníticos foram
classificadas por Pitcher (1977) como granitos tipo “M”, tipo “A”, além de tipo “I”
cordilheirano e tipo “I” caledoniano. Nesta classificação, apenas o tipo “S” é mantido como
ta
na classificação de Chapell & White (1974).
Para a classificação de granitos tipo “M”, Pitcher (1977) utilizou a ocorrência de
associacões minerais como hornblenda e biotita/piroxênio e magnetita; presença de xenólitos
de rochas ígneas básicas; observação de k-feldspato intersticial (textura micrográfica); entre
outros aspectos. São tipos de derivação mantélica, toleiítica e de ocorrência restrita.
Aqueles classificados como tipo “A” apresentam predomínio de biotita-granito com
alguma afinidade com a série de granitos alcalinos e sienitos. Presença de pertitas; biotita
56
verde, anfibólio e piroxênio alcalino são discriminantes mineralógicos característicos. São
rochas que possuem caráter peralcalino e anorogênicos
Os granitos classificados como tipo “I” cordilheirano são aqueles em que a composição
tonalítica é predominante. São rochas em que a presença de biotita e hornblenda/magnetita e
titanita é conspícua.
O tipo “I” caledoniano contrasta com o anterior por apresentar predomínio de corpos
Ob
com composição granodiorítica a granítica contrastando com com corpos menores de
hornblenda-diorito e/ou gabros. A presença de biotita, ilmenita e magnetita e de K-feldspato
intersticial é feição mineralógica característica.
Os granitos tipo “S” geralmente apresentam altos valores de SiO2, e composições
ra
monzograníticas em tipos fortemente leucocráticos associados. Muscovita e biotita
avermelhada, ilmenita, monazita, granada e cordierita além de megacristais de K-feldpato
pa
são feições mineralógicas características.
A compilação geral dos parâmetros utilizados nesta classificação pode ser sintetizada
na tabela 7.
ra
A partir dos parâmetros utilizados por Pitcher (1977), e considerando as características
apresentadas na Tabela 7, podemos afirmar que as rochas graníticas estudadas
são
predominantemente do tipo I Caledoniano, com alguns poucos, em geral o grupo das rochas
Co
deformadas, podendo ser admitidos como do tipo I Cordilheirano. Deve ser ressaltado que a
avaliação foi feita apenas com base nas características que puderam ser levantadas através da
literatura disponível. Outro fator importante é que muitas das características associadas a
ul
ns
cada um dos tipos nào puderam ser consideradas, pois em se tratando este estudo de rochas
pré-cambrianas, algumas das evidências, como associações com rochas vulcânicas, podem
estar mascaradas por atividades tectônicas posteriores.
Do ponto de vista da análise tectônica com base geoquímica estes granitóides tem
ta
comportamento típico esperado. Em diagramas tectônicos discriminantes (figuras 74 e 75)
concentram-se nas interfaces dos campos dos granitos de arco e intraplacas apontando para
pequenas variações nos ambientes que se reletem em suas composições. O diagrama
multicatiônico R1 x R2 (figura 76) apresenta para estas mesmas amostras uma dispersão que
só aparentemente se mostra maior já que os granitos continuam dispersos pelos campos dos
granitóides sin a tardi colisionais. É importante ressaltar que neste diagramas o conceito
57
aplicável de granitos sin-colisionais se refere aos tipos tardios em geral. Assim, não é possível
a separação daqueles tipicamente sin-colisionais do tipo S dos sin-colisionais do tipo I.
Tabela 7 : Parâmetros discriminantes utilizados por Pitcher (1977).
Tipo M
Tipo I
Tipo I
(cordilheirano)
(caledoniano)
ra
Ob
Plagiogranitos
com Predomínio de tonalitos.
gabros subordinados
A composição pode
variar de diorito a
monzogranito. Associamse frequentemente com
gabros
Hornblenda e biotita; Hornblenda e biotita;
piroxênio e magnetita
magnetita e titanita
Tipo A
Granitos com alto SiO2 ,
com
monzogranitos
leuocráticos associados.
Variantes
autometassomáticas
estão presentes
Muscovita
e
biotita
avermelhada. Ilmenita,
monazita, granada e
cordierita.
K-feldspato em geral K-feldspato muitas vezes
intrersticial . Rosa em como megacristais e com
amostra de mão
história anterior. Branco
em espécies de mão.
População de xenólitos Predominio de xenólitos
de caráter variado
de
origem
metassedimentar
Al / (Na + K + Ca /2)  1 Al / (Na + K + Ca /2) >
1,05
Predomínio
de
granodioritos e granitos
que contrastam com
corpos menores de
hornblenda diorito e/ou
gabros
Biotita;
ilmenta
e
magnetita
pa
K-feldspato
intersticial K-feldspato intersticial e
(micrográfico)
xenomórfico. Rosa em
amostra de mão
Tipo S
87Sr
87Sr
/ 86Sr  0,704
Associados à vulcanismo
do tipo “arco de ilha”
de
curta
Arco de ilha oceânica
Associam-se
mineralizações do tipo
“porphyry Copper” e Au
Presença de pertitas.
Xenólitos afins
Em geral tem caráter
peralcalino,
sendo
relativamente rico em Fe
Ampla variação:
0,703 – 0,712
Plutons multiplos com
volume
relativamente
pequeno com vulcânicas
hipabisais associadas
Associados a vulcanismo
(calderas) alcalinos
Plutonismo de duração
pequena
São pós orogênicas ou
anorogênicas
Associados
intumescência
rifteamento
a
e
ta
Associado
a
dobramentos abertos e a
metamorfisma
de
soterramento
Biotita verde. Anfibólios
alcalinos e piroxênio de
tipos alcalinos Astrofilita
ul
ns
Plutonismo
duração
0,705 < 87Sr / 86Sr < 87Sr / 86Sr > 0,708
0,709
Grande
mutiplicidade Complexos isolados com Batólitos
multiplos.
local. Batólitos lineares. mutiplos plutons e corpos Plutons pouco volumosos
Associados
aos menores.
com caráter diapírico.
“Cauldrons”
Associados a grandes Por vezes associados a Em geral não associamvolumes de andesitos e andesitos-basaltos tipo se a qualquer tipo de
dacitos
platô
vulcanismo.
Episódio plutônico de Plutonismo de pequena Plutonismo de moderada
duração muito longa
duração em geral pós- duração. Pode ser sin ou
cinemático
pós-cinemático
Arco magmático de Tipo
caledoniano. Colisão
continental.
margens
continental. Ascensão
pós Hercinotipo. Ocorre ainda
Andino
fechamento da sutura
em
zonas
dúcteis
encratônicas
Associado a movimentos Associado a falhamentos Associado a zonas de
encurtamento.
verticais com pequeno do tipo “dip-slip e strike- forte
encurtamento lateral e a slip”. retrometamorfismo Metamorfismo de baixa
pressão
metamorfismo
de é comum
soterramento
Associam-se
Raramente
são Associam-se
mineralizações do tipo mineralizados
mineralizações de Sn e
“porphyry Copper” e Mo
W (greisen) e de veios
Co
Plutons pequenos de
composição
variável:
quartzo-diorito-gabro
/ 86Sr < 0,706
ra
Xenólitos de de rochas Xenólitos dioríticos que
ígneas básicas
podem
representar
material reliquiar
Al / (Na + K + Ca /2) < 10 Al / (Na + K + Ca /2) <
1,05
Predomínio de biotitagranito. Afinidade com de
granitos alcalinos e
sienito.
Associam-se
concentrações
de
columbita, fluorita e
cassiterita
58
1000
Nb (ppm)
WPG
100
Ob
VAG +
syn-COLG
10
ra
1
10
pa
1
ORG
Y (ppm)
100
1000 1999
Figura 74: Diagrama Tectônico N x Y aplicado aos granitóides estudados
ra
1999
1000
100
lta
su
Rb (ppm)
WPG
n
Co
syn-COLG
10
VAG
1
1
ORG
10
100
Y + Nb (ppm)
1000 1999
Figura 75: Diagrama Tectônico Rb x (Y+Nb) aplicado aos granitóides estudados
60
1 - Fracionados do Manto
2 - Pré Colisional
3 - Pós-Soerguimento
4 - Tardi-Orogenico
5 - Anorogenico
6 - Sin-Colisional
7 - Pós-Orogenico
Ob
R2 = 6Ca + 2Mg + Al
2500
2000
ra
1500
2
pa
1000
3
4
ra
500
1
6
5
0
500
n
Co
0
7
1000
1500
2000
2500
R1 = 4Si - 11(Na + K) - 2(Fe + Ti)
3000 3250
Figura 61: Diagrama Multicatiônico R1 x R2 aplicado aos granitóides estudados
lta
su
61
PARTE 5 – GEOLOGIA ECONÔMICA REFERENTES ÀS
ROCHAS GRANÍTICAS
5.1) Introdução
As propostas de classificação das rochas graníticas petrográfico-petrológicas mais
atuais não consideram os fatores relacionados à geração dos magmas. Apenas as divisões
Ob
propostas com vistas à metalogenia considera a origem dos magmas graníticos como fator
determinante na composição do magmatismo. Estas propostas, entretanto, visam muito mais
a especificação do magmatismo granitíco pelo interesse metalogenético despertado, do que a
ra
classificação das séries, que são difíceis de serem aplicadas para todos as rochas graníticas
nos diferentes ambientes orogenéticos.
Uma das classificações que será abordada para as séries plutônicas é aquela proposta
pa
por Lameyre e Bowden (1982), discutida e detalhada posteriormente por Bowden et al.
(1982), por Lameyre et al. (1982) e por Wernick (1984). Baseia-se no triangulo QAP usado por
Streckeisen (1976) para a nomenclatura das rochas graníticas. A maior vantagem desta
ra
classificação é a de fundamentar-se na composição mineralógica real da rocha, traduzida nos
componentes principais dos granitos (quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio).
O fenômeno de convergência das séries graníticas, o grande problema das
Co
classificaçães baseadas na composição química das rochas, é assim evitado. Este problema
pode ser avaliado quando lançam-se os tipos graníticos escolhidos por Pitcher (in Bowden et
ul
ns
al., 1982). É facil perceber que as séries das mais variadas composições e dos mais diferentes
ambientes tectônicos convergem para o pólo A do diagrama, tornando praticamente
impossível diferenciar umas das outras.
O mesmo não se passa com o diagrama QAP, onde foi possível determinar sete
domínios diferentes, ocupados por séries graníticas com características próprias, típicas de
ta
diferentes ambientes geotectônicos (Figura 77).
O dominio 1 é ocupado pelas rochas graníticas toleiíticas, desprovidas de feldspato
potássico, com albita (An0-5). São granitos com composições correspondentes ao eutético
quartzo-albita, formando, no lado QA, os diferenciados albíticos.
Os domínios 2, 3 e 4 são de granitos calci-alcalinos. Estas séries são diferenciadas pelo
fracionamento do plagioclásio e pela quantidade relativa deste mineral em relação ao
feldspato potássico.
61
O domínio 2 tem características marcadas pelo fracionamento inicial da hornblenda,
seguida pela biotita e pelo plagioclásio. Os teores em K20 das rochas raramente ultrapassa
2%. Esta série é denominada calci-alcalina trondhjemítica ou de baixo K.
ra
Ob
ra
pa
ul
ns
Co
ta
Figura 77: Séries de evolução para rochas graníticas.
Um segundo tipo de série calci-alcalina, representada pelo dominio 3, é denominado
calci-alcalina granodiorítica, com teores normais de K. Este grupo é intermediário entre a
série trondhjemítica e a série calcialcalina monzonítica, domínio 4, caracterizada pelo alto
teor em K.
62
Note-se que as denominações dadas às diferentes séries calcialcalinas correspondem,
respectivamente, ao nome da rocha intermediária de cada série (trondhjemito, granodiorito,
monzonito), portadoras das maiores diferenças composicionais, visto que ocorre uma
convergência dos termos finais e há uma origem comum para os termos iniciais. As séries
calcialcalinas monzoníticas, ricas em K, são tambem denominadas de subalcalinas (Biondi,
1987). Esta última mostra similaridades composicionais com as séries vulcânicas
Ob
shoshoniticas e com as suites associadas a granitos rapakivi. São caracterizadas por uma
sequência assinalada pelo conjunto: gabros/monzogabros (e/ou monzodioritos) -->
monzonitos --> quartzo monzonitos --> monzogranitos, onde o enriquecimento em quartzo
ocorre somente nos termos finais, sugerindo que o fracionamento seja controlado por
ra
piroxênios sódicos e anfibólios ricos em silica (in Lameyre e Bowden (1982).
Os dominios 5 e 6 são de granitos alcalinos Nestas séries as composições das rochas
pa
variam de gabros até sienitos. Somente nesta fase as rochas adquirem suficiente quartzo para
caracterizarem granitóides. O domínio 5 corresponde às séries mais aluminosas das
províncias alcalinas, geralmente com composições potássicas. O domínio 6 é dos granitos
ra
alcalinos típicos (nordmarkitos), com composições sódicas.
Finalmente, tem-se o domínio 7, que se superpõe aos termos finais de todas as outras
séries. São os granitos crustais, caracterizados pela ausência de enclaves básicos e pela
Co
abundância de xenólitos metassedimentares. Composicionalmente, quase sempre tem
minerais aluminosos, tais como a moscovita e/ou silimanita, a andaluzita, a cordierita ou
granadas, e os seus minerais félsicos têm composições próximas daquelas do mínimo termal
sistema
experimental
Qz-Ab-Or.
São
ul
ns
do
rochas
genericamente
denominadas
de
leucogranitos. Os termos ricos em albita podem ser denominados alaskitos ricos em
oligoclásio de leucogranodioritos (Lameyre e Bowden, op. cit.). Quando greisenizadas e
caulinizadas as composiçõess destas rochas migram em direção ao polo Q do diagrama QAP.
ta
A presença, numa mesma região, de granitos mineralizados junto à granitos estéreis,
ambos pertencentes a mesma granitogênese, é um problema que intriga os autores há muito
tempo. Muitos foram os trabalhos escritos onde se procuraram características que
permitissem identificar os granitos capazes de gerar jazidas, separando-os dos estéreis. A
grande maioria dos trabalhos relata descobertas, baseadas nos mais variados critérios, que se
revelaram de validade local ou, quando muito, regional, mas nunca universal. Ainda, mesmo
para os granitos portadores das "características mineralizantes", não há nenhuma certeza de
63
que a ele se associe algum depósito mineral. Muito resta a ser feito neste domínio, devendo
ser considerados fatores adicionais além daqueles diretamente relacionados à rochas
graníticas, uma vez que os fatores mais óbvios, que são os composicionais, revelam-se
ineficientes.
Definitivamente, estudos estatísticos exaustivos de comparação dos teores médios em
óxidos dos granitos mineralizados com os granitos estéreis não revelaram diferenças
Ob
significativas (Biondi, 1987). Também não há correlação entre a mineralização e a
concentração geoquímica do elemento de minério no granito. É fácil concluir que a tentativa
de solução do problema utilizando-se unicamente informações petroquímicas parece
inadequada.
ra
Se não é possível, ainda, correlacionar um determinado tipo de granito a qualquer
mineralização específica, o mesmo não parece ocorrer quando se trata de séries graníticas e
pa
de conjuntos de elementos de minério. Estudos desenvolvidos separadamente na Austrália
(Chappell e White, 1974) e no Japão (Ishihara, 1981) conduziram a conclusões muito
semelhantes no que diz respeito aos tipos de granitos de cada região. Basicamente, as duas
ra
principais conclusões foram:
a) Os granitos podem ser divididos em dois grandes grupos ou Séries. Um grupo
corresponde aos granitos derivados da fusão de rochas ígneas da crosta ou do manto. O
Co
outro grupo corresponde aos granitos originados da fusão de rochas de origem sedimentar.
b) Ao primeiro grupo, de derivação ignea, associam-se sobretudo os depósitos de Cu + Au,
de Cu e de Cu + Mo. Ao segundo grupo, de derivação sedimentar, associam-se sobretudo os
ul
ns
depósitos de Sn e W.
Deve-se ressaltar que não há uma boa correlação entre os grupos ou séries
mencionados acima e as séries evolutivas definidas por Lameyre e Bowden (1982). Os
correspondentes aos granitos tipo "I" e "S" envolvem somente granitos orogenéticos, o que
ta
não ocorre com as séries evolutivas.
Quimicamente, tanto os granitos tipo "I" quanto os tipo "S" podem ter composições
calci-alcalina. Há granodioritos, tanto do tipo "I" como do tipo "S". Granitos destes dois tipos
podem ocorrer juntos ou separados, espacial e/ou temporalmente. Nos granitos de idades
caledonianas da Escócia e da Irlanda, por exemplo, parecem coexistir características "ígneas"
e "sedimentares" (Pitcher, 1977). Em um mesmo complexo são inseparáveis, espacial e
temporalmente, granitos dos dois tipos (Pitcher, op. cit.). No geral, entretanto, os granitos
64
derivados da fusão de rochas de origem sedimentar ocupam o domínio 7 do diagrama QAP.
Os granitos de derivação ígnea ocupam todas as outras posições (Lameyre et al.,1982).
Chappell e White (1974), como apresentado anteriormente, denominaram de granitos
tipo I aqueles derivados da fusão de rochas ígneas e de tipo S os derivados da fusão de
rochas sedimentares. A tabela 5 mostra as principais características dos dois grupos de
granitos. Esta classificação é aproximadamente equivalente à de Ishihara (1981), que
Ob
denominou de granitos a magnetita as séries de derivação ígnea e de granitos à ilmenita as
séries de derivação sedimentar, mas também algumas séries de derivação ígnea. Deve-se
ressaltar que, em alguns casos, podem ocorrer mudança significativas na fugacidade de
oxigênio durante a cristalização dos granitos, o que pode tornar delicada a distinção de
ra
granitos tipo I daqueles tipo S com base somente na presença de magnetita ou ilmenita
(Ishihara, 1981).
pa
Como qualquer outra classificação de rochas ígneas, nenhuma das características
listadas nas tabelas de parâmetros apresentadas deve ser considerada definitiva. Deve-se
sempre somar qualidades e analisar a série granítica e não um ou outro corpo
ra
individualmente.
Apesar disso, as tendências indicadas pelos parâmetros indicados nas tabelas são
consideradas reflexos de diferenças fundamentais nas condições genéticas das duas séries.
Co
Granitos do tipo "I", à magnetita, ou do tipo 2 são derivados de materiais ígneos, enquanto os
do tipo "S", à ilmenita, ou do tipo 1 são geralmente crustais, derivados de materiais
sedimentares. As diferenças observadas nos valores isotópicos dos granitos crustais devem
ul
ns
refletir uma origem em tipos de crostas diferentes.
A classificação "I" / "S" dos granitos quando ampliada (Pitcher, 1983, tabela 7), tentou
mostrar as diversas características de cada um dos tipos de granitos conhecidos, separados
conforme o tipo de área fonte. Note-se que, vista deste modo, a classificação genética das
ta
séries graníticas aproxima-se bastante da classificação modal proposta por Lameyre e
Bowden (op. cit.). Os granitos tipo "M" são equivalentes aos granitos toleiíticos (dominio 1).
Os granitos tipo "A" parecem equivalentes aos granitos aluminosos potássicos (dominio 5)
graníticas peralcalinos sódicos (dominio 6). Os granitos "I" são equivalentes às séries calcialcalinas. O tipo "I" andino mostra características trondhjemítico-granodioríticas (dominios 2
e 3). Apenas os granitos "I" caledonianos são mais difíceis de situar. São granitos mais
continentais, calcio-alcalinos, com algumas caracteristicas dos granitos "S". Ocupam uma
65
posição transicional entre os granitos dos dominios 2 e 3 e aqueles do dominio 7, típico dos
granitos S.
Os depósitos de sulfeto maciço podem ser associados aos das séries calcialcalinas e
trondhjemíticas. Os depósitos de Cu-Mo em pórfiros relacionam-se às séries calcio-alcalinas
granodioríticas e os depósitos de Cu-Au relacionam-se aos granitos tipo "M", ou granitos
toleiíticos (Hutchinson, 1982). Em alguns casos os granitos destas séries geram veios
Ob
quartzosos com Pb-Zn (a mineralização não esta contida no granito). Os granitos tardi-
orogênicos
pertencentes
às
séries
monzoníticas
freqüentemente
contêm
pequenas
concentrações de molibdenita e, em alguns casos, de U e Th. Estas mineralizações
assemelham esta série às séries alcalinas que, além do U e Th, concentram muitos outros
ra
elementos, especialmente ETRs, Zr, Nb e Fe.
Os granitos crustais, são bastante férteis. O W ocorre geralmente fora do corpo
pa
granitico, como scheelita no contato ou wolframita em veios de quartzo. O urânio é
encontrado em zonas superpostas às coberturas migmatitícas das cúpulas. Finalmente, o
ouro, na mesma área, é claramente concentrado nas cúpulas dos leucogranitos (Lameyre et
ra
al., op. cit). No oeste da África, o ouro parece associar-se com trondhjemitos-tonalitos de 2.0
G.a.
Co
5.2) Tipos de depósitos minerais relacionados à granitos
Os depósitos minerais relacionados
seguintes tipos:
às rochas graníticas são classificados nos
ul
ns
# Porphyry copper - depósitos apicais disseminados de Cu, Mo e Cu+Mo. Alguns autores
estendem este modelo a depósito de Sn existentes na Bolívia. Há uma certa deficiência de
descrições mais detalhadas deste tipo de depósito na literatura.
ta
# Greisens - depósitos apicais disseminados de Sn que dificilmente constituem concentrações
econômicas, mas ainda são responsáveis pela maioria do Sn lavrado, recuperado de
concentrações secundárias formadas por seus desmontes pela erosão.
# Filões - entre os depósitos granitgênicos periféricos, estes são os conhecidos e estudados a
mais tempo. São responsáveis pela maior variedade de elementos metálicos de minérios
contidos nos depósitos granitogênicos.
66
# Pegmatitos - depósitos complexos cuja gênese muitas vezes se confunde com a dos
granitos . A este depósito, corresponde boa parte das gemas colocadas no mercado de pedras
preciosas mundialmente. Os pegmatitos chamam a atenção pelo formato curioso como
ocorrem e principalmente pela variedade de espécies minerais que podem ser encontradas
nesses corpos.
# Escarnitos - são formados pelo contato entre granitos e rochas carbonatadas que venham
Ob
ser como hospedeira destes. As concentrações de W nestes depósitos são as mais conhecidas
(depósitos classicos de escarnito), além de concentrações de Fe, Cu e Zn-Pb.
A tabela 8
permite uma visão geral dos depósitos de minerais metálicos
genéticamente relacionados aos granitos.
ra
Tabela 8 : Tipos de depósitos relacionados a granitos, coposição dos minérios neles
existentes e sua localização em relação à suite granítica
Posição na suíte granítica
Tipo de depósito
pa
Disseminados
(porphyry copper)
Apicais
Greisen
Composição do minério
Cu+Mo, Cu, em granitos, granodioritos, quartzomonzonitos e quartzo-doritos.
ra
Mo em sienitos.
Cu+Au em sienitos e dioritos.
Sn (Bi, Mo, W, Li, F).
W (Mo,Sn).
Sn, W, Be, Ta, Mo, Bi.
Filões hidrotermais
- Epitermais
Co
Periféricos
U, Hg, Sb, As, Au+Te, Mn, etc.
- Mesotermais
Ag, Pb, Zn, Ni+Co+Bi+Ag, U (Ra), Fe (Cu), Mn, etc.
-Hipotermais
Au (Cu), Cu, Au (Mo), Cu (Mo, Bi), etc.
-Pneumatólitos
-Escarnitos
(metassomatismo ou
metamorfismo de
contato)
ul
ns
Pegmatitos
Sn, Sn (Nb+Ta), Sn+W, Au (W+Sn), etc.
Li, Be, Ta (U, Sn)
ta
Fe (Cu, Co, Au) em calcáreos
Fe (Cu, Zn) em dolomitos
W , Mo, Cu (Zn, Be) em calcáreos
Cu, Mo (W, Zn) em calcáreos
Zn, Pb, Ag (Cu, Bi, Zn) em calcáreos
Sn, F (Be, W) em calcáreos
Sn, F (Be, B) em dolomito
5.3) Análise do Pontencial Econômico Referente às Rochas Graníticas da Folha Baía da
Guanabara (Segmento Central da Faixa Ribeira).
Considerando os aspectos levantados pela pesquisa, bem como o processo de
classificação ao qual as rochas graníticas estudadas forma submetidas devemos concluir que
o potencial econômico destas rochas, a luz das informações hoje disponíveis é baixo. Porém,
devemos avançar mais no conhecimento destes conjuntos para termos uma análise definitiva.
67
O conjunto de dados levantado caracteriza uma falha crucial nos estudos que até aqui
foram desenvolvidos para as rochas graníticas da região estudada: a total desvinculação das
características levantadas (campo, petrografia, estrutura e geoquímica) de uma abordagem
que envolva também o potencial metalogenético. Alguns dados que seriam muito
importantes e indicadores de mineralizações são desprezados no decorrer dos levantamentos
de campo e laboratório, dificultando e até impedindo uma avaliação criteriosa para efeitos de
Ob
avaliação metalogeética. Assim, apesar das assinaturas geoquímicas e dos demais dados
apontarem para áreas potenciais, como os granitos não deformados, pós-orogênicos, não
existem dados que permitam a criação de áreas de investigação potencialmente promissoras.
ra
Evidentemente que o fato de não termos referência na região de processos
exploratórios para bens metalíferos que poderiam estar associados aos granitos estudados,
pode servir como indicativo de que estas rochas são estéreis. Mas devemos insistir no aspecto
pa
de que, de uma maneira geral, existe uma falta de tradição em pesquisa mineral para a
região o que pode estar levando à desconsideração de materiais economicamente
importantes.
ra
ul
ns
Co
ta
68
PARTE 6 – SUMÁRIO DE CONCLUSÕES
Podemos a título de conclusão levantar os seguintes aspectos:
1) A pesquisa aponta para a existência de dois conjuntos graníticos tardi a pós-colisionais
distintos para o segmento da Faixa Ribeira estudado: um de rochas levemente
Ob
deformadas e com características similares aos granitos tipo I cordilheirano, e outro não
deformado com características similares aos granitos tipo I caledonianos;
ra
2) Apesar de termos dois grupos que apresentam estruturação algo distinta e, portanto
devemos assumir que idades diferentes, ambos os grupos correspondem a rochas
associadas à evolução a partir de processos que devem estar associados a fusões parciais
pa
de rochas ígneas infracrustais;
ra
3) Os dois grupos, apesar de distintos, apresentam caracetrísticas geoquímicas similares,
sendo todos os litotipos estudados do tipo subalcalino, evoluídos ao longo de uma
tendência calcialcalina, com predominância dos tipos metaluminosos;
Co
4) Que por estas características as rochas graníticas da região são pobres do ponto de vista
do potencial metalogenético, mas que concentrações de metais (Cu, Au) podem ocorrer
ul
ns
eventualmente principalmente associadas a áreas ainda não fortemente denudadas pelo
processo erosivo (raras na região estudada);
5) Que pela ausência de granitos do tipo S (gerados por fusão de metassedimentos ou de
ta
origem supracrustal) mineralizações potenciais para Sn e W não devam ser encontradas;
6) Que deve-se ter mais atenção quando da realização dos trabalhos na região para o
conjunto de informações que podem servir para uma análise metalogenética mais
apurada;
69
7) Que a definição de um modelo tectônico consistente para a área, que envolva as rochas
graníticas como parte importante do conjunto poderá vir a facilitar a carcetrização de
zonas potenciais para a investigação de campo (prospecção).
8) Que a qualidade variada dos dados geoquímicos e de petrografia e a ausência de dados
para muitas das intrusões graníticas já citadas na literatura, mas as quais não se associam
Ob
dados relevantes, pode ser hoje um fator determinante para uma avaliação com grande
potencial de erro.
ra
9) Que a utilização de técnicas como sensoriamento remoto e gravimetria, das quais hoje
existem pouquíssimos dados, devem ser consideradas como fundamentais para um
estudo petroquímico/metalogenético.
ra
pa
ul
ns
Co
ta
70
PARTE 7 – REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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ns
Co
ta
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ANEXOS
Anexo 1 – Base geoquímica para o Granito Pedra Branca
Rock Type
Gr Pedra Branca Holo
Gr Pedra Branca Holo
Gr Pedra Branca Holo
Gr Pedra Branca
Gr. Pedra Branca Holo
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca Holo
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
SiO2
75,27
75,00
74,50
72,34
71,92
71,90
71,90
71,64
71,50
71,40
71,40
71,30
71,15
71,10
70,80
70,80
ra
Ob
Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO
13,45 0,49 0,10 0,01 0,05 1,20
13,60 0,10 0,60 0,01 0,05 1,30
13,80 0,10 0,70 0,02 0,10 0,94
13,92 1,08 0,20 0,07 0,26 0,91
13,18 0,95 0,90 0,03 0,69 1,94
14,00 0,44 1,40 0,03 0,36 1,70
13,90 0,54 1,40 0,04 0,32 1,60
14,67 0,66 0,10 0,01 0,05 0,59
13,90 1,50 0,74 0,04 0,40 1,50
13,90 1,50 0,75 0,05 0,43 1,50
13,80 1,50 0,82 0,05 0,41 1,50
13,90 2,40 0,75 0,04 0,40 1,90
14,36 2,23 1,10 0,03 0,85 2,45
14,50 0,12 1,30 0,02 0,38 1,40
14,30 0,45 1,55 0,02 0,39 1,60
13,70 1,10 0,68 0,03 0,67 1,82
pa
TiO2
0,03
0,06
0,05
0,15
0,48
0,31
0,32
0,43
0,35
0,39
0,35
0,25
0,44
0,33
0,38
0,48
ra
Sample
PIT-03E
PJT - 10A
PST - 5A
PT 02
RG-05
PJT - 12F
PMT - 4
PBG 2
PMT - 2
PMT - 15
PMT - 3
PST - 5B
P-03
PST - 7
PRGF - 3A
PST - 3
Rb
206
180
230
133
188
190
220
308
210
230
230
120
133
230
210
Ba
812
900
1100
2951
1436
1160
1400
1516
1600
1400
1400
630
632
1460
1380
PST - 3
Gr. Pedra Branca
200
1520
K2O
5,69
5,20
5,80
6,87
5,05
5,80
5,60
9,41
5,80
5,80
5,90
3,10
3,62
6,40
6,10
6,15
P2O5
0,04
0,00
0,06
0,05
0,17
0,10
0,11
0,06
0,13
0,11
0,12
0,05
0,11
0,10
0,12
0,15
LOI
0,22
0,30
1,09
0,48
1,36
0,59
0,88
0,47
0,88
1,27
1,05
1,95
0,19
0,62
0,65
0,80
Total
99,56
99,92
100,56
99,85
99,64
99,83
99,91
100,18
99,94
100,40
100,00
100,54
99,78
99,77
99,76
99,81
Sr
169
310
280
550
431
400
320
252
310
315
350
250
216
330
340
Nb
6
8
17
4
14
9
16
3
12
12
14
12
11
16
12
Zr
69
33
45
118
308
270
255
29
280
210
240
300
161
250
285
Y
22
9
10
6
7
7
11
7
10
14
13
11
9
15
11
Hf
2,4
2,6
3,2
3,4
8,2
2,5
2,3
1,1
3,3
4,9
4,2
5,1
4,6
6,5
3,9
Ta
0,5
0,3
0,5
0,2
0,5
0,4
0,1
0,4
0,3
0,8
0,5
0,75
0,3
0,5
0,7
340
20
340
5
4,2
0,9
ul
ns
ta
Rock Type
Gr Pedra Branca Holo
Gr Pedra Branca Holo
Gr Pedra Branca Holo
Gr Pedra Branca
Gr. Pedra Branca Holo
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca Holo
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Co
Sample
PIT-03E
PJT - 10A
PST - 5A
PT 02
RG-05
PJT - 12F
PMT - 4
PBG 2
PMT - 2
PMT - 15
PMT - 3
PST - 5B
P-03
PST - 7
PRGF - 3A
Na2O
3,01
3,70
3,40
3,51
2,97
3,20
3,30
2,09
3,20
3,30
3,10
4,50
3,25
3,50
3,40
3,43
77
Rock Type
Gr Pedra Branca Holo
Gr Pedra Branca Holo
Gr Pedra Branca Holo
Gr Pedra Branca
Gr. Pedra Branca Holo
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca Holo
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Gr. Pedra Branca
Eu
0,93
0,66
0,80
1,98
1,31
0,80
1,20
1,04
0,98
1,09
1,11
1,32
1,23
1,32
1,42
1,54
Gd
1,4
0,99
1,04
5,6
2,0
2,29
3,90
1,5
3,60
3,78
4,09
4,24
3,5
3,90
4,20
5,09
Tb
0,2
0,15
0,16
0,4
0,3
0,42
0,30
0,2
0,25
0,43
0,32
0,54
0,4
0,55
0,80
0,80
Dy
0,9
0,55
0,53
1,6
1,3
0,83
1,01
1,2
1,25
1,23
1,69
1,34
1,9
2,23
3,21
3,54
Rock Type
etr total FMMT Zr/Nd Ba/Y Ba/Sr Zr/Hf
Gr Pedra Branca Holo 50,1
0,7
8,2
37
4,8 28,3
Gr Pedra Branca Holo 35,8
0,8
5,7
100 2,9 12,7
Gr Pedra Branca Holo 36,7
1,0
7,2
110 3,9 14,1
Gr Pedra Branca
430,5
1,8
1,6
492 5,4 35,1
Gr. Pedra Branca Holo 85,1
3,1
19,9 205 3,3 37,7
Gr. Pedra Branca
345,9
2,5
4,7
166 2,9 108,0
Gr. Pedra Branca
428,4
2,6
3,6
127 4,4 110,9
Gr. Pedra Branca Holo 35,9
1,3
4,4
217 6,0 25,6
Gr. Pedra Branca
393,7
3,0
4,3
160 5,2 84,8
Gr. Pedra Branca
269,7
3,1
4,2
100 4,4 42,9
Gr. Pedra Branca
369,8
3,1
3,9
108 4,0 57,1
Gr. Pedra Branca
238,2
3,8
6,9
57
2,5 58,8
Gr. Pedra Branca
148,4
4,7
5,9
70
2,9 35,0
Gr. Pedra Branca
175,7
2,1
6,9
97
4,4 38,5
Gr. Pedra Branca
260,7
2,8
31,1 125 4,1 73,1
Gr. Pedra Branca
230,5
3,0
7,4
304 4,5 81,0
Ta/Hf
0,22
0,12
0,16
0,07
0,06
0,16
0,04
0,33
0,09
0,16
0,12
0,15
0,07
0,08
0,18
0,21
Nb/Zr
0,09
0,24
0,38
0,04
0,05
0,03
0,06
0,11
0,04
0,06
0,06
0,04
0,07
0,06
0,04
0,06
(Eu/E
u)n
0,38
0,43
0,50
0,19
0,40
0,15
0,14
0,45
0,13
0,13
0,14
0,18
0,21
0,22
0,12
0,16
Ce
21,0
15,95
16,39
202
35,9
172,60
221,00
13,0
199,20
107,34
177,10
98,09
66,0
80,32
158,60
101,20
Pr
2,54
1,85
2,01
21,9
4,25
19,20
22,30
1,63
25,60
15,87
28,24
12,09
7,69
7,45
9,30
7,87
Nd
8,4
5,79
6,24
72,2
15,5
57,85
69,90
6,6
65,30
50,42
62,29
43,76
27,5
35,98
9,16
45,87
Sm
2,0
1,07
1,14
9,8
2,7
6,35
8,80
1,6
7,36
8,98
8,19
6,56
4,8
4,23
16,00
8,96
ra
pa
Ho
0,2
0,12
0,10
0,2
0,2
0,14
0,15
0,2
0,25
0,54
0,35
0,45
0,3
0,40
0,54
0,40
Er
0,8
0,31
0,28
0,3
0,7
0,38
0,30
0,6
0,54
0,98
0,97
1,20
0,8
0,67
1,56
1,23
Tm
0,08
0,03
0,04
0,05
0,10
0,06
0,05
0,08
0,08
0,06
0,08
0,07
0,08
0,10
0,08
0,13
Yb
1,7
0,28
0,33
0,2
0,6
0,34
0,22
0,5
0,52
0,65
0,68
0,72
0,5
0,43
0,42
0,76
Lu
0,12
0,07
0,07
0,04
0,11
0,06
0,04
0,07
0,04
0,10
0,12
0,09
0,07
0,04
0,12
0,16
ul
ns
Co
Sample
PIT-03E
PJT - 10A
PST - 5A
PT 02
RG-05
PJT - 12F
PMT - 4
PBG 2
PMT - 2
PMT - 15
PMT - 3
PST - 5B
P-03
PST - 7
PRGF - 3A
PST - 3
La
9,8
7,98
7,61
115
20,1
84,62
99,20
7,4
88,70
78,21
84,59
67,75
33,6
38,09
55,30
52,90
ra
Ob
Sample
PIT-03E
PJT - 10A
PST - 5A
PT 02
RG-05
PJT - 12F
PMT - 4
PBG 2
PMT - 2
PMT - 15
PMT - 3
PST - 5B
P-03
PST - 7
PRGF - 3A
PST - 3
ta
78
Anexo 2 – Base geoquímica para o Granito Mangaratiba
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
H2O
LOI
MA-BT-28B
MA-BT-39
MA-BT-7B
MA-BT-9A
MA-BT-26C
MA-BT-20
MA-BT-75
MA-BT-49C
69,39
69,90
69,93
70,33
71,16
72,40
72,50
72,80
0,67
0,64
0,77
0,61
0,48
0,40
0,49
0,42
14,84
14,60
13,70
13,75
13,40
14,00
14,30
14,00
3,95
1,50
3,54
3,08
2,84
0,93
0,90
1,40
0,22
1,60
0,25
0,29
0,31
1,00
1,40
0,94
0,04
0,05
0,05
0,05
0,14
0,02
0,02
0,02
0,86
0,60
0,83
0,59
0,52
0,31
0,39
0,12
2,68
2,20
2,13
1,67
1,86
1,20
1,70
1,30
3,06
2,30
2,41
2,41
2,48
1,90
2,10
1,70
4,47
5,90
5,95
6,10
5,58
6,70
6,00
6,60
0,14
0,25
0,27
0,15
0,13
0,18
0,20
0,11
0,00
0,41
0,00
0,00
0,00
0,44
0,13
0,00
0,85
0,43
1,34
1,52
1,38
0,44
0,28
0,76
Rb
Ba
Sr
Nb
Zr
Y
Hf
241,00
218,00
231,00
228,00
149,00
290,00
234,00
250,00
862,00
1656,00
1896,00
1267,00
1776,00
826,00
1130,00
1491,00
213,00
439,00
418,00
240,00
462,00
223,00
339,00
282,00
24,00
39,00
40,00
27,00
21,00
43,00
45,00
39,00
225,00
423,00
556,00
475,00
443,00
378,00
371,00
421,00
18,00
46,00
61,00
22,00
34,00
73,00
70,00
82,00
9,00
16,00
22,00
24,00
11,00
9,00
15,00
18,00
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
115,00
156,17
307,00
262,00
129,00
181,82
136,73
199,54
239,00
307,47
576,00
502,00
260,00
359,91
267,50
398,43
26,50
0,00
64,50
50,40
28,70
0,00
0,00
0,00
72,80
123,39
178,00
132,00
87,90
130,20
104,86
149,23
12,00
19,54
30,40
21,70
14,60
19,11
15,89
20,35
1,38
2,65
3,31
2,09
1,48
1,51
1,89
1,66
8,00
12,99
21,20
12,20
10,00
9,93
9,64
9,69
1,00
0,00
2,70
1,30
1,30
0,00
0,00
0,00
4,10
10,78
13,50
5,20
6,90
6,10
7,80
5,37
0,70
1,91
2,30
0,80
1,30
0,83
1,34
0,67
1,70
5,51
6,10
2,20
3,50
2,44
3,75
1,90
0,22
0,00
0,81
0,29
0,49
0,00
0,00
0,00
1,20
4,61
4,60
1,60
3,00
1,44
2,82
1,04
0,15
0,69
0,60
0,20
0,40
0,22
0,40
0,16
Ob
Sample Name
ul
ns
Co
MA-BT-28B
MA-BT-39
MA-BT-7B
MA-BT-9A
MA-BT-26C
MA-BT-20
MA-BT-75
MA-BT-49C
ra
Sample Name
pa
MA-BT-28B
MA-BT-39
MA-BT-7B
MA-BT-9A
MA-BT-26C
MA-BT-20
MA-BT-75
MA-BT-49C
ra
Sample Name
ta
79
Anexo 3 – Base geoquímica para o Granito Nova Friburgo
Rock Type
Granito (N.Friburgo)
Granito (N.Friburgo)
Granito (N.Friburgo)
Granito (N.Friburgo)
Granito (N.Friburgo)
Granito (N.Friburgo)
Granito (N.Friburgo)
Granito (N.Friburgo)
Granito (N.Friburgo)
Granito (N.Friburgo)
Granito (N.Friburgo)
SiO2
76,70
72,70
72,00
71,00
70,70
70,50
69,50
69,30
69,00
69,00
68,70
ra
Ob
Sample Name
fribur12
fribur11
fribur10
fribur9
fribur8
fribur13
fribur7
fribur6
fribur5
fribur13
fribur4
Ba
Sr
Nb
590,0 344,0 14,0
830,0 330,0 20,0
945,0 285,0 39,0
820,0 350,0 28,0
1010,0 464,0 22,0
1090,0 376,0 24,0
2110,0 620,0 82,0
1280,0 360,0 41,0
1780,0 445,0 58,0
1050,0 220,0 34,0
2100,0 325,0 18,0
Pr
Nd
Sm
32,90 131,10 12,10
29,00 122,90 13,40
56,2
176 17,3
52,50 145,20 15,20
43,1 100,1 10,2
39,01 145,90 14,20
34,10 176,20 21,30
26,90 154,20 15,30
33,40 121,00 18,20
36,30 116,20 13,90
41,80 156,20 22,10
Dy
2,20
2,55
4,5
3,90
1,9
2,90
3,97
3,65
6,60
6,40
7,20
Ba/Sr
1,7
2,5
3,3
2,3
2,2
2,9
3,4
3,6
4,0
4,8
6,5
Zr/Hf Ta/Hf
46,7 0,1
10,8 0,1
48,8 0,2
20,0 0,1
20,0 0,1
41,3 0,3
53,6 0,1
95,0 0,3
66,7 0,2
80,0 0,2
20,8 0,1
(Eu/Eu)n
0,01
0,09
0,10
#VALOR!
0,12
0,09
0,09
0,11
0,14
0,18
0,10
La/Yb
115,6
246,1
211,8
162,1
159,7
207,0
164,5
170,1
81,9
119,6
198,6
Ho
0,76
0,60
1,0
0,80
0,5
0,75
0,91
0,72
1,24
1,10
1,30
P2O5
0,05
0,10
0,08
0,20
0,05
0,14
0,21
0,14
0,12
0,13
0,07
Er
1,40
1,17
2,2
2,25
1,4
2,25
2.35
1,56
3,02
2,90
2,56
LOI
0,28
0,57
0,68
0,37
1,13
0,45
0,25
0,35
0,75
0,22
2,00
Tm
0,30
0,22
0,30
0,24
0,20
0,18
0,17
0,19
0,45
0,30
0,35
total
100,03
99,64
99,74
99,81
100,41
99,83
99,50
100,11
99,40
99,48
99,80
Yb
1,10
0,85
1,2
1,35
1,8
1,30
1,10
1,40
2,10
2,10
1,40
Nb/Zr
0,0
0,2
0,1
0,1
0,1
0,1
0,1
0,1
0,1
0,1
0,1
Lu
0,18
0,15
0,28
0,31
0,20
0,28
0,16
0,14
0,24
0,20
0,30
ta
Ba/Y
26,8
30,7
27,0
20,0
56,1
43,6
55,5
34,6
53,9
65,6
84,0
K2O
5,34
6,12
5,98
5,85
6,03
5,78
5,57
5,88
6,30
5,66
5,46
ul
ns
Zr/Nd
3,2
1,1
2,2
2,2
2,4
2,3
3,3
2,5
5,0
2,8
1,6
Na2O
3,28
3,13
3,61
3,17
3,44
5,06
3,13
3,22
3,44
5,45
3,65
Hf
Ta
9,0
1,1
12,0 1,6
8,0
1,5
16,0 2,1
12,0 0,6
8,0
2,0
11,0 0,9
4,0
1,3
9,0
1,7
4,0
0,7
12,0 1,1
Tb
0,90
0,65
1,1
0,78
0,8
0,65
0,45
0,43
1.23
1,26
1,43
Co
etr total
697,77
718,33
917,61
775,97
814,98
877,39
887,46
849,88
727,84
836,30
935,51
Zr
Y
420,0 22,0
130,0 27,0
390,0 35,0
320,0 41,0
240,0 18,0
330,0 25,0
590,0 38,0
380,0 37,0
600,0 33,0
320,0 16,0
250,0 25,0
Eu
Gd
1,13 87,40
1,34
8,20
1,93
11,1
1,54 7,217,32
1,48
7,2
1,45
8,32
1,77
9,23
1,65
7,34
2,83 11,76
3,24 11,20
2,87 17,20
ra
Sample Name
fribur12
fribur11
fribur10
fribur9
fribur8
fribur13
fribur7
fribur6
fribur5
fribur13
fribur4
Rock Type
Rb
Granito (N.Friburgo) 256,0
Granito (N.Friburgo) 201,0
Granito (N.Friburgo) 355,0
Granito (N.Friburgo) 327,0
Granito (N.Friburgo) 329,0
Granito (N.Friburgo) 332,0
Granito (N.Friburgo) 230,0
Granito (N.Friburgo) 341,0
Granito (N.Friburgo) 322,0
Granito (N.Friburgo) 296,0
Granito (N.Friburgo) 193,0
La
Ce
127,20
299,10
209,20
328,10
254
390
218,90
333,00
279
367
269,10
391,10
180,90
457,20
238,10
398,30
171,90
355,10
251,10
390,10
278,10
402,70
Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO
11,40 0,49 0,21 0,02 0,96 1,20
12,80 0,39 1,72 0,05 0,28 1,50
13,30 1,10 1,07 0,04 0,16 1,40
13,70 0,77 2,01 0,04 0,56 1,70
12,60 2,60 1,15 0,03 1,20 1,30
13,30 0,45 2,29 0,03 0,45 0,90
13,60 1,50 1,50 0,04 1,10 2,10
14,30 1,10 1,72 0,06 1,30 1,90
13,90 0,81 2,15 0,05 1,40 1,00
13,50 0,30 2,43 0,04 0,58 1,60
13,30 2,80 1,43 0,05 0,72 1,40
pa
Sample Name
fribur12
fribur11
fribur10
fribur9
fribur8
fribur13
fribur7
fribur6
fribur5
fribur13
fribur4
Sample Name
fribur12
fribur11
fribur10
fribur9
fribur8
fribur13
fribur7
fribur6
fribur5
fribur13
fribur4
TiO2
0,10
0,28
0,32
0,44
0,18
0,48
1,00
0,84
0,48
0,57
0,22
80
Anexo 4 – Base geoquímica para o Granito Ipiranga
Sample Name
Ip-7
Ip-11
Ip-9
Ip-16
Ip-8
Ip-12
Ip-15
Ip-1
Ip-3
Ip-5
Ip-2
Ip-10
Ip-18
Ip-17
Ip-4
Rb
219
220
145
231
219
225
220
218
214
243
231
199
204
219
231
Ba
1267
1786
2098
2197
1670
1398
2097
1752
1843
1828
1593
1672
1934
1708
1587
Sr
410
287
290
381
299
271
286
601
612
441
381
510
361
329
491
Sample Name
La
159,40
230
234,00
249
223,02
176,00
219,00
181,43
199,94
253,00
258,53
278,00
237,88
189,23
214,3
Ce
286,50
418
385,00
367
383,67
417,60
368,00
290,87
260,96
602,30
507,03
387,00
411,42
423,30
487,30
Pr
39,54
46,7
42,30
33,9
39,01
35,20
30,20
34,03
30,33
52,10
60,22
62,30
49,10
38,40
47,20
ra
Al2O3 Fe2O3
14,50 1,19
15,10 0,90
14,20 1,10
14,20 0,80
13,70 1,10
15,10 0,70
15,10 1,22
16,10 0,90
15,81 1,23
14,20 1,14
15,10 1,64
15,10 1,19
15,10 1,40
16,10 0,90
17,00 1,77
MnO MgO
0,03 0,43
0,04 0,35
0,04 0,47
0,05 0,59
0,04 0,64
0,04 0,61
0,04 0,56
0,03 0,45
0,05 0,55
0,05 0,70
0,03 0,63
0,05 0,74
0,05 0,82
0,04 0,60
0,05 0,61
CaO
1,39
1,54
1,83
1,74
1,69
2,17
1,93
1,79
1,59
1,89
1,89
1,89
1,67
1,59
1,70
Nb
28
20
18
11
16
17
16
42
33
38
31
27
35
43
22
Zr
350
550
370
360
380
295
315
515
485
515
700
430
710
315
385
Y
22
27
26
22
26
21
33
36,0
34,0
31,0
35,0
36,0
37,0
31,0
30,0
Hf
6
12,0
11
12,0
14
3
2
12
15
12
17
11
12
7
16
Ta
1,2
0,4
0,7
0,9
1,1
1
0,6
2
2
2
1
2
1
1
1
Nd
106,40
148
125,00
94,0
156,78
147,90
125,00
117,08
106,56
174,00
204,71
168,00
168,41
156,40
187,30
Sm
15,14
19,3
12,30
8,4
15,23
19,40
12,30
17,05
15,63
26,30
25,75
23,10
21,69
22,80
20,70
Eu
1,34
1,93
1,54
1,48
1,45
1,77
1,65
2,83
3,24
2,87
2,65
2,65
2,69
2,89
3,45
Gd
7,14
12,0
6,90
7,0
7,32
8,28
6,32
11,76
10,76
16,58
15,66
14,20
13,23
15,23
12,90
Tb
0,90
1,2
0,65
0,4
0,75
0,85
0,90
1,36
1,26
1,98
1,68
1,50
1,47
1,23
1,09
ra
pa
Na2O
3,00
3,20
2,90
2,60
2,40
2,50
2,56
3,10
2,80
2,60
2,99
2,60
2,80
2,80
2,70
K2O P2O5 H2O Total
5,61 0,08 0,77 99,97
5,40 0,06 0,69 99,73
5,90 0,10 0,73 99,74
5,70 0,15 0,97 100,13
6,46 0,16 1,19 99,81
5,70 0,12 0,92 100,45
5,23 0,17 0,91 99,51
5,40 0,40 1,24 100,29
5,40 0,13 0,62 99,70
5,80 0,16 0,81 99,73
4,76 0,17 1,37 100,11
5,34 0,18 0,67 99,67
5,30 0,24 0,91 99,98
5,63 0,17 0,90 99,51
4,59 0,15 0,61 99,73
Co
Ip-7
Ip-11
Ip-9
Ip-16
Ip-8
Ip-12
Ip-15
Ip-1
Ip-3
Ip-5
Ip-2
Ip-10
Ip-18
Ip-17
Ip-4
FeO
0,70
0,70
1,23
1,80
1,60
1,80
1,10
0,70
1,21
1,90
1,53
1,90
1,90
1,60
1,10
Dy
2,85
5,4
3,20
1,9
3,03
4,81
3,30
6,49
6,08
8,20
7,80
8,50
7,06
2,21
3,29
Ho
0,52
0,9
0,80
0,3
0,75
0,91
0,75
1,14
1,05
1,30
1,23
1,50
1,20
1,32
1,12
Er
1,17
2,1
2,00
1,0
1,98
2,24
1,35
3,02
2,84
2,56
2,80
3,60
3,04
2,20
2,51
Tm
0,22
0,27
0,21
0,14
0,18
0,16
0,19
0,37
0,35
0,35
0,30
0,40
0,38
0,29
0,43
Yb
0,74
1,0
1,56
1,6
1,30
1,09
1,27
2,10
2,30
1,35
1,61
2,00
2,13
2,01
2,11
Lu
0,14
0,21
0,24
0,19
0,15
0,18
0,12
0,31
0,32
0,36
0,24
0,58
0,30
0,17
0,31
ta
TiO2
0,36
0,15
0,20
0,50
0,50
0,46
0,50
0,28
0,44
0,64
0,42
0,60
0,56
0,21
0,52
ul
ns
SiO2
71,91
71,60
71,04
71,03
70,34
70,33
70,19
69,90
69,87
69,84
69,58
69,41
69,23
68,97
68,93
Ob
Sample Name
Ip-7
Ip-11
Ip-9
Ip-16
Ip-8
Ip-12
Ip-15
Ip-1
Ip-3
Ip-5
Ip-2
Ip-10
Ip-18
Ip-17
Ip-4
81
Sample Name etr total FMMT Zr/Nd
622,00
887,35
815,70
766,14
834,62
816,39
770,35
669,86
641,60
1143,25
1090,19
953,33
920,01
857,68
984,01
3,3
3,7
3,0
3,8
2,4
2,0
2,5
4,4
4,6
3,0
3,4
2,6
4,2
2,0
2,1
57,6
66,1
80,7
99,9
64,2
66,6
63,5
48,7
54,2
59,0
45,5
46,4
52,3
55,1
52,9
ra
Ob
Ip-7
Ip-11
Ip-9
Ip-16
Ip-8
Ip-12
Ip-15
Ip-1
Ip-3
Ip-5
Ip-2
Ip-10
Ip-18
Ip-17
Ip-4
Ba/Y
3,1
6,2
7,2
5,8
5,6
5,2
7,3
2,9
3,0
4,1
4,2
3,3
5,4
5,2
3,2
Ba/Sr Zr/Hf Ta/Hf Nb/Zr (Eu/Eu)n
58,3
45,8
33,6
30,0
27,1
98,3
157,5
42,9
32,3
42,9
41,2
39,1
59,2
45,0
24,1
0,2
0,0
0,1
0,1
0,1
0,3
0,3
0,2
0,1
0,2
0,1
0,1
0,1
0,1
0,1
0,1
0,0
0,0
0,0
0,0
0,1
0,1
0,1
0,1
0,1
0,0
0,1
0,0
0,1
0,1
0,09
0,09
0,12
0,13
0,10
0,10
0,13
0,14
0,17
0,10
0,09
0,10
0,11
0,11
0,15
215,4
226,0
149,6
158,3
171,6
161,9
171,9
86,4
86,9
187,4
160,3
139,0
111,7
94,1
101,6
ra
pa
ul
ns
Co
ta
82
Anexo 4 – Base geoquímica para o Granito Suruí
MA-BT-28B
MA-BT-39
MA-BT-7B
MA-BT-9A
MA-BT-26C
MA-BT-20
MA-BT-75
MA-BT-49C
MS - 20D
MS - 1D
MS - 17D
MS-14D
MS - 1A
MS - 15A
MS - 63A
Rb
241,00
218,00
231,00
228,00
149,00
290,00
234,00
250,00
170
280
210
220
210
130
130
Ba
862,00
1656,00
1896,00
1267,00
1776,00
826,00
1130,00
1491,00
790
1230
1830
1150
850
2370
2520
Sr
213,00
439,00
418,00
240,00
462,00
223,00
339,00
282,00
390
410
1000
420
350
1190
850
MA-BT-28B
MA-BT-39
MA-BT-7B
MA-BT-9A
MA-BT-26C
MA-BT-20
MA-BT-75
MA-BT-49C
MS - 20D
MS - 1D
MS - 17D
MS-14D
MS - 1A
MS - 15A
MS - 63A
La
115,00
156,17
307,00
262,00
129,00
181,82
136,73
199,54
7,61
54,43
50,26
53,34
51,57
57,11
98,32
Ce
239,00
307,47
576,00
502,00
260,00
359,91
267,50
398,43
117,73
132,98
129,25
130,23
116,22
160,28
232,10
Pr
26,50
0,00
64,50
50,40
28,70
0,00
0,00
0,00
ra
Al2O3 Fe2O3
14,84
3,95
14,60
1,50
13,70
3,54
13,75
3,08
13,40
2,84
14,00
0,93
14,30
0,90
14,00
1,40
14,50
0,20
14,90
0,01
14,60
0,10
15,00
0,25
14,90
0,42
15,30
1,70
14,70
2,50
MnO
0,04
0,05
0,05
0,05
0,14
0,02
0,02
0,02
0,03
0,02
0,03
0,01
0,02
0,06
0,06
MgO
0,86
0,60
0,83
0,59
0,52
0,31
0,39
0,12
0,15
0,22
0,18
0,16
0,15
1,30
1,40
Nb
24,00
39,00
40,00
27,00
21,00
43,00
45,00
39,00
18
28
21
19
31
36
27
Zr
225,00
423,00
556,00
475,00
443,00
378,00
371,00
421,00
110
29
150
255
240
800
1220
Y
18,00
46,00
61,00
22,00
34,00
73,00
70,00
82,00
9
37
9
35
22
69
47
Hf
24
38
31
36
25
16
33
Nd
72,80
123,39
178,00
132,00
87,90
130,20
104,86
149,23
6,59
48,73
50,39
48,72
44,10
89,00
99,87
Sm
12,00
19,54
30,40
21,70
14,60
19,11
15,89
20,35
1,33
10,32
10,20
7,54
8,19
16,77
16,99
Eu
1,38
2,65
3,31
2,09
1,48
1,51
1,89
1,66
0,81
1,12
1,50
1,05
1,00
2,37
2,75
Gd
8,00
12,99
21,20
12,20
10,00
9,93
9,64
9,69
0,96
4,65
7,50
6,04
5,00
10,56
12,09
ra
pa
FeO
0,22
1,60
0,25
0,29
0,31
1,00
1,40
0,94
0,81
0,52
1,40
0,60
0,67
1,30
1,60
CaO Na2O K2O P2O5 H2O Total
2,68 3,06 4,47 0,14 0,85 101,17
2,20 2,30 5,90 0,25 0,43 99,97
2,13 2,41 5,95 0,27 1,34 101,17
1,67 2,41 6,10 0,15 1,52 100,54
1,86 2,48 5,58 0,13 1,38 100,28
1,20 1,90 6,70 0,18 0,88 99,92
1,70 2,10 6,00 0,20 0,31 100,31
1,30 1,70 6,60 0,11 0,76 100,17
1,80 3,70 5,50 0,08 1,07 100,16
1,10 3,20 8,30 0,16 0,57 100,46
1,30 3,20 7,60 0,07 1,02 100,93
1,30 3,60 6,90 0,15 0,94 100,11
1,30 3,70 6,70 0,09 0,93 100,09
3,70 4,00 5,10 0,51 1,45 100,53
3,70 3,80 5,10 0,53 1,09 100,22
Co
Tb
Dy
Ho
1,00 4,10 0,70
0,00 10,78 1,91
2,70 13,50 2,30
1,30 5,20 0,80
1,30 6,90 1,30
0,00 6,10 0,83
0,00 7,80 1,34
0,00 5,37 0,67
0,81 0,16
2,32 0,45
3,20 0,59
2,60 0,60
2,82 0,50
8,31 1,61
7,98 1,57
Er
1,70
5,51
6,10
2,20
3,50
2,44
3,75
1,90
0,45
1,14
0,90
1,14
1,04
4,10
3,76
Tm
0,22
0,00
0,81
0,29
0,49
0,00
0,00
0,00
Yb
1,20
4,61
4,60
1,60
3,00
1,44
2,82
1,04
0,36
0,47
0,42
0,58
0,53
3,10
2,79
Lu
0,15
0,69
0,60
0,20
0,40
0,22
0,40
0,16
0,06
0,06
0,05
0,06
0,07
0,37
0,45
ta
TiO2
0,67
0,64
0,77
0,61
0,48
0,40
0,49
0,42
0,22
0,09
0,13
0,10
0,21
0,71
1,00
ul
ns
SiO2
69,39
69,90
69,93
70,33
71,16
72,40
72,50
72,80
72,10
71,37
71,30
71,10
71,00
65,40
64,74
Ob
MA-BT-28B
MA-BT-39
MA-BT-7B
MA-BT-9A
MA-BT-26C
MA-BT-20
MA-BT-75
MA-BT-49C
MS - 20D
MS - 1D
MS - 17D
MS-14D
MS - 1A
MS - 15A
MS - 63A
83
Anexo 5 – Base geoquímica para o Granito Sana
SiO2
69,30
69,20
69,10
69,10
TiO2
0,46
0,66
0,79
0,76
Sample Name
sana-4
sana-2
sana-1
sana-3
Rb
376
286
347
315
Ba
720
1000
860
150
Al2O3 Fe2O3
14,40 0,75
14,50 1,05
15,10 1,09
15,00 1,68
Sr
296
375
395
550
ra
Ob
Sample Name
sana-4
sana-2
sana-1
sana-3
Sample Name
sana-4
sana-2
sana-1
sana-3
etr total
1111,98
1033,34
965,16
907,13
MgO
0,62
0,82
1,10
0,88
CaO
1,50
1,70
2,50
2,10
Nb
23
19
19
22
Zr
500
450
485
515
Y
31,0
35,0
36,0
37,0
Hf
16
13
16
18
Ta
3
1
3
2
Eu
2,87
2,55
2,40
2,80
Gd
14,20
15,78
15,90
14,20
Tb
2,12
1,68
1,80
1,60
Na2O
2,46
2,19
2,59
2,43
K2O P2O5 H2O LOI Total
6,05 0,14 0,02 0,63 98,63
5,75 0,20 0,65 0,44 99,45
4,52 0,29 0,08 0,19 100,11
5,18 0,22 0,06 0,17 99,36
Dy
8,00
6,20
7,40
7,20
Ho
1,35
1,63
1,10
1,30
Ce
615,20
525,10
398,20
401,20
Pr
45,20
55,20
67,90
51,90
Nd
178,20
224,20
152,90
171,10
Sm
17,40
20,20
22,10
21,03
Zr/Nd
2,8
2,0
3,2
3,0
Ba/Y
23,2
28,6
23,9
4,1
Ba/Sr
2,4
2,7
2,2
0,3
Zr/Hf Ta/Hf Nb/Zr (Eu/Eu)n La/Yb
31,3 0,2
0,0
197,6
34,6 0,1
0,0
121,5
30,3 0,2
0,0
137,7
28,6 0,1
0,0
107,6
Er
2,20
2,40
3,50
3,10
Tm
0,45
0,45
0,30
0,20
Yb
1,13
1,45
2,10
2,13
Lu
0,36
0,30
0,46
0,27
ra
La
223,30
176,20
289,10
229,10
MnO
0,05
0,04
0,05
0,05
pa
Sample Name
sana-4
sana-2
sana-1
sana-3
FeO
2,25
2,25
2,71
1,73
ul
ns
Co
ta
84