UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE - R1

UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO
INSTITUTO DE AGRONOMIA
DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS
Trabalho de Graduação
Análise e interpretação Petrográfica e Geoquímica entre os
Ortognaisses Facoidais das cidades do Rio de Janeiro e Niterói.
Aluno
Iuri Bomtempo Retamal
200904011-0
Orientador
Prof. Dr. Rubem Porto Junior
(DG/IA/UFRuralRJ)
Setembro de 2013
1 – RETAMAL, IURI BOMTEMPO
Análise e interpretação Petrográfica e Geoquímica para os Ortognaisses
Facoidais das cidades do Rio de Janeiro e Niterói, RJ.
.
Curso de Geologia / Departamento de Geociências
Instituto de Agronomia / Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro – UFRRJ
[Seropédica]
Ano 2013
Trabalho de Graduação
Monografia
Área de Concentração: Geologia - Petrografia
II
Resumo
O presente estudo foi realizado com o intuito de trabalhar dados analíticos obtidos anteriormente de
dois conjuntos litológicos, um referente ao ortognaisse do tipo facoidal ocorrente na cidade do Rio de
Janeiro e outro do mesmo litotipo, que ocorre do outro lado da Baía de Guanabara, na cidade de Niterói.
Através desses dados foi possível adquirir diversos diagramas de classificação geoquímica, tectônica, do
tipo “Harker” e de padronização de ETRs.
Tentou-se neste trabalho fazer uma correlação entres esses litotipos quanto as suas características
geoquímicas, condições de metamorfismo e ambiente tectônico. Em relação a esses granitóides, os
resultados apontam para rochas que geoquimicamente plotam no campo dos granitos, subalcalinos,
metaluminosos e de evolução calcialcalina. Quanto a procesos magmáticos, essas rochas evoluíram por
cristalização fracionada e com forte remobilização durante a sua trama metamórfica. Em diagramas de
classificação tectônica, essas rochas são sincolisionais a tardiorogênicas e o ambiente se distribui no campo
dos granitóides de arco vulcânico (VAG) com uma dispersão para os intralaca. As análises petrográficas
indicam que o metamorfismo atuou em grau forte, com intensa deformação e mudanças nas fases
minerais.
III
Índice
Capítulo 1 - Introdução
1 – Introdução...............................................................................................................................1
1.2-Localização da área, Fisiografia e Vias de Acesso.........................................................1
1.3 – Objetivo......................................................................................................................1
1.4 – Justificativa do Estudo................................................................................................1
1.5 – Metodologia...............................................................................................................2
1.5.1 - Etapa Inicial......................................................................................................2
1.5.2 - Etapa de Laboratório .......................................................................................2
a) Petrografia.......................................................................................................2
b)Análise Geoquímica..........................................................................................3
1.5.3 - Etapa de Gabinete............................................................................................3
1.6 – Nomenclatura e Sistemática......................................................................................3
Capítulo 2 – A Faixa Ribeira na Região Estudada
2 – Geologia Regional....................................................................................................................5
2. 2 - Aspectos Gerais da Geologia da Folha Baía da Guanabara .......................................8
2.2.1 – Introdução...........................................................................................................8
2.2.2 - Geologia da Cidade do Rio de Janeiro..................................................................8
2.2.3 – Aspectos da Geologia Estrutural da Cidade do Rio de Janeiro..........................10
2.2.4 - Geologia da Cidade de Niterói...........................................................................10
Capítulo 3 – O Ortognaisse Facoidal
3.1 - O Gnaisse Facoidal: Histórico..............................................................................12
3.2 - O Gnaisse Facoidal: caracterização geológica .....................................................15
3.3 - O Gnaisse Facoidal: Principais áreas de ocorrência.............................................15
3.4 - O Gnaisse Facoidal: Petrografia..........................................................................15
3.5 - O Gnaisse Facoidal: Aspectos estruturais e do metamorfismo...........................21
Capítulo 4 – Interpretação Geoquímica do Gnaisse Facoidal
4.1 – Análise Geoquímica dos Litotipos.......................................................................24
4.2 – Análise Geoquímica dos Elementos Terras Raras...............................................34
Capítulo 5 – CONSIDERAÇÕES FINAIS
5.1 – Conclusões..........................................................................................................37
Referêncas Bibliográficas................................................................................................................................39
IV
Lista de Figuras
Figura
Legenda
Página
Figura 1
Localização da área de estudo
2
Figura 2
Compartimentação tectônica da Região SE brasileira
7
Figura 3
Seção estrutural do Orógeno Ribeira
7
Figura 4
Entorno da Baia da Guanabara
14
Figura 5a
Gnaisse facoidal usado com elemento estrutural em construção
14
Figura 5b
Gnaisse facoidal usado com elemento de fachadas de prédios
14
Figura 6
Mapa geológico da área estudada
15
Figura 7
Fotomicrografia: textura granoblástica
18
Figura 8
Fotomicrografia: textura nematoblástica
18
Figura 9
Fotomicrografia: preenchimento das fraturas por carbonato.
18
Figura 10
Fotomicrografia: núcleo preservado de plagioclásio
18
Figura 11
Fotomicrografia: Geminação difusa em microclina
18
Figura 12
Fotomicrografia: detalhe de um relito do plagioclásio
19
Figura 13
Fotomicrografia: microclina inclusa em plagioclásio alterado
19
Figura 14
Fotomicrografia: grãos de quartzo com extinção ondulante
19
Figura 15
Fotomicrografia: grão de quartzo apresentando interfinger e
embainhamento
19
Figura 16
Fotomicrografia: textura nematoblástica
21
Figura 17
Fotomicrografia: inclusão de grãos de biotita
21
Figura 18
Fotomicrografia: textura granoblástica
21
Figura 19
Diagrama: TAS
27
Figura 20
Diagrama: AFM
27
Figura 21
Diagrama: Classificação química segundo Le Maitre (1989)
28
Figura 22
Diagrama: Classificação química segundo Shand (1927)
28
V
Figura 23
Diagrama: Diagramas de Harker para os elementos maiores
30
Figura 24
Diagrama: Diagramas de Harker para os elementos menores
31
Figura 25
Diagrama: classificação de ambiente tectônico.
33
Figura 26
Diagrama: classificação de ambiente tectônico.
33
Figura 27
Diagrama: Diagrama de classificação R1 x R2
34
Figura 28
Diagrama: distribuição dos ETRs para a cidade de Niterói
35
Figura 29
Diagrama: distribuição dos ETRs para a cidade do Rio de Janeiro
35
Figura 30
Diagrama: distribuição dos ETRs para as cidades do Rio de Janeiro e
36
Niterói
VI
Lista de Tabelas
Tabela
Legenda
Página
Composição química dos litotipos do Rio de Janeiro
(Elementos maiores)
24
Tabela 2
Composição química dos litotipos de Niterói
(Elementos maiores)
24
Tabela 3
Composição química dos litotipos do Rio de Janeiro
(Elementos menores)
25
Tabela 1
Tabela 4
Composição química dos litotipos de Niterói
(Elementos menores)
25
Tabela 5
Composição química dos litotipos do Rio de Janeiro
(ETRs)
25
Tabela 6
Composição química dos litotipos de Niterói (ETRs)
25
Tabela 7
Valores de r2 para coeficientes lineares e polinomiais para os
gnaisses do Rio de Janeiro
29
Tabela 8
Valores de r2 para coeficientes lineares e polinomiais para os
gnaisses de Niterói
29
VII
Capítulo 1 - Introdução
Os terrenos gnáissicos de alto grau e de complexa história evolutiva constituem um verdadeiro
desafio àqueles que se lançam nos estudos de caracterização petrográfica, estrutural e litoestratigráfica de
rochas neles presentes. Os efeitos da partição, da deformação, dos processos anatéticos seguidos de
migmatização regional e de intrusões em estágios distintos, obliteram elementos da trama original e
constituem, talvez, as características mais representativas destas rochas.
O presente trabalho relata um estudo comparativo entre gnaisses do tipo “facoidal” ocorrentes na
Folha “Baia da Guanabara” (CPRM, 2012). Ele esta baseado em um estudo comparativo entre análises
químicas, interpretações petrográficas, e metamórficas, de uma sequência de rochas gnáissicas de
pertinentes variações texturais e composicionais, que foi submetida aos efeitos evolutivos de deformação e
metamorfismo policíclicos e fusão parcial in situ, com geração de mobilizados graníticos e processo de
migmatização associado.
1.2 - Localização da área, Fisiografia e Vias de Acesso
A área estudada corresponde à afloramentos de maciços rochosos ocorrentes em parte da Zona Sul
do município do Rio de Janeiro e também em parte da Zona sudoeste do município de Niterói (Figura 1).
Encontra-se parcialmente contida em região de preservação ambiental, de caráter permanente,
correspondente ao Parque da Serra da Tiririca, em Niterói e Parque Nacional da Tijuca no Rio de Janeiro.
Apresenta relevo de amplitudes contrastantes, do tipo montanhoso, com altitudes que variam até
cerca de 800 metros, sendo que as superfícies superiores a 100 metros de altitude correspondem a mais de
70% da totalidade de seus domínios. Este conjunto faz parte de uma feição fisiográfica de grandes
dimensões, geomorfologicamente conhecida como Serra do Mar. A área apresenta-se, em grande parte,
coberta por mata secundária e subordinadamente por matas primárias localizadas nas cotas mais elevadas.
O acesso pode ser feito com relativa facilidade através de malha rodoviária asfaltada, e,
secundariamente, por inúmeras vias não asfaltadas, caminhos de eletrificação e trilhas que tendem a
facilitar o acesso às porções mais internas dos maciços rochosos.
1.3 – Objetivo
O presente trabalho tem a finalidade de fazer uma comparação geoquímica entre o denominado
Gnaisse Facoidal que ocorre na cidade do Rio de Janeiro com o ocorrente na cidade de Niterói. Serão aqui
abordadas, para efeito de comparação, a petrografia, as características geoquímicas, as condições de
metamorfismo e o ambiente tectônico. Para isso, serão utilizadas duas técnicas: a determinação das
associações metamórficas, a partir de estudo petrográfico, e a interpretação petroquímica, para
estabelecer as diferenças entre os conjuntos estudados.
1.4 – Justificativa do Estudo
O conjunto de rochas abordado nesse estudo corresponde aos mais importantes afloramentos de
maciços rochosos nos limites do contorno da Baia da Guanabara. Considerando os avanços feitos no
entendimento da geologia da cidade do Rio de Janeiro nos últimos anos, fica claro que a melhor
compreensão da geologia dessa região subsidiará importantes definições tanto a nível estratigráfico e
estrutural, quanto petrológico.
1
1.5 - Metodologia
1.5.1 - Etapa Inicial
Nesta etapa foi feito um levantamento dos dados disponíveis sobre a Geologia da região estudada, com
levantamento de informações gerais referentes às unidades litológicas, uma revisão bibliográfica e a
manipulação de mapas, com a finalidade de utilizar estes resultados como base para a realização do estudo
comparativo entre os conjuntos gnáissicos aqui estudados. Também foi realizada, nesta fase, a compilação
e a avaliação qualitativa dos dados escolhidos para a posterior interpretação petroquímica.
Figura 1 - Localização da área de estudo (modificado do Google Earth, acessado em 01/09/2013).
1.5.2 - Etapa de Laboratório
Nesta fase do trabalho foram realizadas as atividades referentes a obtenção dos dados petrográficos,
bem como analisadas e interpretados dados geoquímicos disponíveis na literatura e utilizados neste
estudo.
Essa etapa foi realizada integralmente nas dependências do GEP/DG-IA/UFRuralRJ e foi subdividida
em três fases:
 a) Petrografia
Consistiu no estudo de lâminas delgadas selecionadas do acervo pré-existente. Para a totalidade das
amostras estudadas, foram realizadas descrições petrográficas, que permitiram a caracterização das
texturas, da composição mineralógica e das associações metamórficas, além de eventual mineralogia
reliquiar. O modelo de microscópio utilizado nas descrições foi o Olympus BX-40, do Laboratório de
Mineralogia Óptica do Departamento de Geociências da UFRuralRJ. Durante a descrição, foram priorizados
os aspectos mineralógicos e texturais, com ênfase nas diferentes associações de minerais metamórficos
(identificação e quantificação), e quando possível, a definição de porfiroblastos e de evidências estruturais
(primárias e secundárias), geradas por fluxo magmático ou no estado sólido. Essa fase compreendeu, ainda,
2
a confecção de croquis ilustrativos, aquisição de fotomicrografias e contagem modal seguida de
classificação em diagramas adequados.
 b) Análise Geoquímica
Os dados geoquímicos disponíveis foram plotados em diagramas de variação e caracterização
pertinentes ao estudo. Para a confecção foram utilizados os softwares Microsoft Office Excel 2007, NewPet
1987-1994 e CorelDRAW 5.0. Com base nestes dados foi possível comparar aspectos geoquímicos,
tectônicos, magmáticos e metamórficos de cada grupo de rochas.
1.5.3 - Etapa de Gabinete
Nessa etapa todos os dados obtidos anteriormente foram trabalhados e interpretados de maneira
integrada, para que os objetivos propostos inicialmente fossem atingidos. Essa foi realizada nas
dependências do GEP/DG-IA/UFRuralRJ e pode ser caracterizada por: manuseio de equipamentos
computacionais, como banco de dados, e de programas específicos para tratamento de textos e imagens
(Ms Word 2007, Ms Power Point 2007 e Corel Draw 9.0), interpretações estruturais, metamórficas e
petrológicas, realizadas a partir da integração e tratamento dos dados obtidos e, finalmente, a confecção
do presente trabalho de graduação.
1.6 – Nomenclatura e Sistemática
Os critérios utilizados na caracterização petrográfica (composicional e textural) dos litotipos nas
escalas macro e microscópicas foram:
# Coloração - As amostras dos litotipos estudados apresentam-se principalmente em três cores:
cinza, branco e rosa.
# Granulação - A subdivisão da granulação adotada (Quadro 1) foi a sugerida por Hughes (1982):
Granulação
Classificação
<1mm
=
fina
1mm a 5mm
=
média
5mm a 30mm
=
grossa
>30mm
=
muito grossa
Quadro 1- Subdivisão da granulação utilizada na petrografia.
# Grau de Cristalinidade - Esse critério foi subdividido em termos adequados para os litotipos
metamórficos e magmáticos, seguindo nesta ordem: idioblástico, hipidioblástico e xenoblástico (para
material no campo metamórfico), ou idiomórfico, hipidiomórfico, e xenomórfico (quando em texturas
reliquiares).
# Texturas - Houve também a necessidade da utilização de terminologia específica que atendesse os
critérios de classificação petrográfica dos litotipos metamórficos e magmáticos que seguem
respectivamente: textura(s) equigranular, inequigranular, aplítica, inequigranular-porfirítica e pegmatítica e
textura(s)-granoblástica, nematoblástica e granoporfiroclástica.
3
# Porfiroclastos - Compreendem grãos minerais (fenocristais ou porfiroblastos), que sofreram
modificações de suas formas originais, por efeitos da tectônica ou metamorfismo.
# Texturas reacionais - Correspondem aquelas (magmáticas ou metamórficas), originadas por
condições de desestabilização cristal x líquido e cristal x cristal.
# Sequência de cristalização - Foi obtida a partir de critérios clássicos e normalmente utilizados
como: idiomorfismo, inclusões, sineusis, relações intergranulares, grãos intersticiais, tendo por base os
parâmetros definidos em Shand (1927), Pitcher & Berger (1972) e Heinrich (1980).
# Moda e classificação dos litotipos - Foram obtidas através de metodologia fundamentada nos
postulados de Best (1982).
# Classificação Modal - Os valores modais para litotipos tidos como ortoderivados, foram plotados
em diagrama QAP, seguindo os padrões internacionais estabelecidos por Streckeisen (1976).
# Índice de cor - Baseado no volume de minerais máficos presentes, foram utilizados os termos:
(0-5%)
hololeucocrático
(5-10%)
leucocrático
(10-50%)
mesocrático
(50-95%)
melanocrático
(>95%)
hipermelanocrático
Quadro 2 - Índice de cor utilizada na petrografia.
Para a caracterização e análises geométrica-estruturais, foram utilizados os seguintes termos:
# Estruturas primárias - Esse termo foi utilizado com referência a relictos estruturais, gerados a
partir de fluxo magmático.
# Estruturas secundárias - Refere-se àquelas estruturas eminentemente geradas por efeitos da
deformação e metamorfismo.
# Fluxo magmático - Refere-se ao deslocamento de um fundido, com consequente rotação de corpos
cristalinos rígidos, sem a interferência entre cristais para que pudessem causar deformação plástica
(estágio com comportamento semelhante à suspensão) (Patterson et al., 1989).
Para a caracterização de eventuais porções migmatíticas dos litotipos metamórficos, a nomenclatura
a ser utilizada seria a dos termos puramente descritivos de Mehnert (1968).
Paleossoma - Correspondente à rocha original ligeiramente modificada ou não.
Neossoma - Correspondente ao conjunto (leucossoma e melanossoma), gerados a partir da
modificação estrutural da rocha original
Leucossoma - Porções do neossoma, enriquecidas de material leucocrático, essencialmente quartzofeldspático.
Melanossoma - Porções do neossoma, em que há uma maior concentração de minerais máficos
(biotita e hornblenda, etc.) em detrimento a minerais félsicos.
4
Metatexito - Corresponde aquelas porções em que os volumes de fusão parcial são incipientes, onde
porções fundidas e não fundidas podem ser distinguidas petrograficamente (isto é, rocha mãe com
metatectitos ± restitos).
Diatexito - Refere-se aquelas porções em que os volumes de fundido são mais significativos,
impossibilitando a distinção entre porções fundidas e não fundidas (fusão completa ou quase
completa).Texturas nebulíticas ou quase homófonas e schilierens, são características conspícuas.
Minerais relictos - Minerais pertencentes à rocha protometamórfica (protólito), que não tenham sido
totalmente transformados ao curso do metamorfismo.
5
Capítulo 2 – Geologia Regional
2.1 - A Faixa Ribeira na região estudada
A área estudada está inserida no segmento central da Faixa Ribeira (Heilbron et al., 2000), que
corresponde, em parte, ao Cinturão Móvel Ribeira (Almeida et al., 1973). A Faixa Ribeira (Figura 2)
desenvolveu-se em vários episódios de convergência da Orogenia Brasiliana-Panafricana, durante o
Neoproterozóico–Cambriano, com últimos estágios no Ordoviciano Inferior (Heilbron et al., 2008).
A compartimentação tectônica da Faixa Ribeira, estabelecida para o seu segmento central (Figura 3),
compreende quatro terrenos tectono-estratigráficos: Ocidental, Oriental, Paraíba do Sul/Embú e Cabo Frio
(Heilbron et al., 2000, 2004, 2009, Trouw et al., 2000). Nesse setor, os dois primeiros são separados por
uma zona de cisalhamento complexamente redobrada, o Limite Tectônico Central (ou CTB – Central
Tectonic Boundary); que apresenta mergulhos subverticais a moderados para NW na porção centro-sul do
estado, e mergulhos para SE na porção noroeste. Os três primeiros terrenos foram amalgamados entre ca.
605 e 570 Ma. (Machado et al., 1996; Heilbron & Machado, 2003). Tardiamente, o Terreno Cabo Frio foi
acrescionado ao final da colagem orogênica, em ca. 530-510 Ma (Schmitt et al., 2005). O Terreno Ocidental
corresponderia à paleoplaca inferior (Placa Sanfranciscana), e o Terreno Oriental à placa superior, na qual
se instalou o Arco magmático Rio Negro, responsável pela colisão Arco/Continente. À Leste, por trás do
Terreno Oriental, o fechamento do espaço back-arc resultou na colisão com a paleoplaca do Terreno Cabo
Frio (Valeriano et al., 2012).
O segmento central da Faixa Ribeira evoluiu durante o segundo estágio orogênico do Brasiliano
(Trouw et al., 2000). Ele é interpretado como a raiz de um orógeno colisional neoproterozóico
profundamente erodido (Heilbron, 1995), com três associações de expressão regional: 1) embasamento
paleoproterozóico/arqueano; 2) cobertura sedimentar deformada meso a neoproterozóica com episódios
magmáticos; 3) granitóides gerados durante a Orogênese Brasiliana (635-480 Ma). Heilbron et al., (1998)
definiram os terrenos Ocidental e Oriental para o seguimento central da Faixa Ribeira. O primeiro
corresponde à margem passiva retrabalhada do Craton São Francisco, sendo compreendido pelas unidades
litotectônicas Andrelândia, Juiz de Fora e Paraíba do Sul. O terreno oriental é onde se localiza a área de
estudo precisamente, sendo formado por três escamas tectônicas (Heilbron & Machado 2003), listadas
abaixo da base para o topo, seguindo uma seção NW–SE:
a) Domínio Cambuci – composto por granada-biotita gnaisses com lentes de mármores e
calcissilicáticas, onde os protólitos sedimentares destas rochas são interpretados como depósitos de
ambiente tipo bacia ante-arco.
b) Domínio Costeiro – representa o ambiente onde se instalou o arco magmático da Faixa Ribeira,
denominado de Arco Magmático Rio Negro, sendo constituído também por paragnaisses pelíticos ricos em
intercalações de quartzitos e de calcissilicáticas. Os ortognaisses do Complexo Rio Negro têm afinidade
calcialcalina e composição que varia de tonalítica até granítica, com enclaves dioríticos e gabróicos. Os
dados geoquímicos e isotópicos sugerem pelo menos dois estágios de desenvolvimento do arco
magmático. O mais antigo data cerca de ca. 790 Ma, e o mais recente de ca. 635–620 Ma (Heilbron &
Machado, 2003; Tupinambá et al. 2000). Os dados isotópicos demonstram dois diferentes grupos,
indicando uma evolução progressiva de um arco intra-oceânico para um arco do tipo cordilheirano
(Heilbron et al., 2005).
c) Domínio Italva – composto de uma sucessão metassedimentar de baixo grau, rica em rochas
carbonáticas plataformais e interpretada como depositada em uma margem passiva ou em um ambiente
de bacia retro-arco. A época de deposição dessa sucessão é indicada pelas idades U–Pb de ca. 840 Ma,
registrada em zircões de intercalações anfibolíticas (Heilbron & Machado, 2003).
6
Figura 2 - Compartimentação tectônica da Região SE brasileira (dados de Heilbron et al., 2004, 2009; Tupinambá et al., 2007 ;
Schmitt et al., 2005). Legenda para os terrenos da Faixa Ribeira: 8 e 9 – Domínios Andrelândia e Juiz de Fora do Terreno Ocidentall;
10- Terreno Paraíba do Sul; 11 e 12 – Terreno Oriental, com o Arco Magmático Rio Negro discriminado (11); 13 – Terreno Cabo Frio.
Figura 3 - Seção estrutural do Orógeno Ribeira com a relação entre os diferentes terrenos e domínios estruturais. Legenda:
Terreno Ocidental (1-6): 1 a 3 – Megassequência Andrelândia nos domínios Autóctone, Andrelândia e Juiz de Fora; Terreno
Ocidental (4-6): Associações do embasamento (Complexos Barbacena, Mantiqueira e Juiz de Fora; Terreno Paraíba do Sul (7-8):
7 – Grupo Paraíba do Sul, 8 – Complexo Quirirno; Terreno Oriental (9-13): 9 – Sequência Cambuci, 10 – Sequência Italva, 11 –
Sequência Costeiro, 12 – Arco Magmático Rio Negro, 13 – Granitos colisionais; Terreno Cabo Frio (14-15): 14 - Sequência Búzios
e Palmital, 15 – Complexo Região dos Lagos (Figura extraída de Heilbron et al., (2004)).
7
A deformação principal do Terreno Oriental é caracterizada por dois episódios tectônicos
progressivos. O primeiro é representado por uma xistosidade de baixo ângulo subparalela ao bandamento,
superposta por uma foliação plano-axial relacionada a dobras isoclinais. Todos os dados U–Pb disponíveis
para granitos sin-colisionais e de minerais metamórficos caem dentro do intervalo entre 580–550 Ma
(Heilbron & Machado, 2003; Silva et al., 2005; Tupinambá et al., 2000).
O Terreno Cabo Frio é constituído de duas principais unidades estratigráficas (Heilbron et al., 1982):
a) ortognaisses paleoproterózoicos (ca. 1.9 Ga) com anfibolitos associados (Schmitt et al., 2004); e b) um
conjunto mais novo, formado por sucessão metassedimentar de alto grau, composta de paragnaisses
pelíticos a psamíticos com lentes de anfibolitos e calcissilicáticas. Datações U–Pb (SHRIMP) de zircões
detríticos revelam fontes arqueanas (ca. 2.5 Ga), paleoproterozóicas (ca. 2.0 Ga) e neoproterozóicas (ca.
1.0 Ga e 800–600 Ma) (Schmitt et al., 2003). Baseados em datações, localização geográfica e composição
litológica (pelitos, carbonatos e basaltos) dessas sucessões, (Heilbron & Machado 2003) sugerem que a
sedimentação dessa unidade pode estar associada a uma bacia retro-arco neoproterozóica, relacionada ao
arco magmático Rio Negro (Terreno Oriental).
O Terreno Cabo Frio colidiu com os outros três terrenos entre 530–510 Ma. Tal episódio cambriano
tem sido referido como Orogenia Búzios (Schmitt et al., 2004) e gerou importantes estruturas de baixo
ângulo no Terreno Cabo Frio, destacando as grandes dobras isoclinais (Heilbron et al., 1982). Esse último
episódio tectônico também resultou na superposição de dobramentos e de zonas de cisalhamento destrais,
que afetaram todos os terrenos previamente amalgamados (Oriental, Paraíba do Sul, Embu e Ocidental).
Um exemplo é a Zona de Cisalhamento de Além Paraíba (Campanha, 1981), de centenas de quilômetros de
extensão e com uma espessa faixa milonítica.
2.2 - Aspectos Gerais da Geologia da Folha Baía da Guanabara
2.2.1 – Introdução
As rochas gnáissicas e graníticas da Cidade do Rio de Janeiro e de seus arredores têm despertado,
por conta da sua peculiar morfologia de “pães-de-açúcar”, o interesse de muitas gerações de
pesquisadores, geólogos ou não.
Desde os primeiros trabalhos realizados (localizados já na metade do século XIX), até os dias de hoje,
o conhecimento acerca da geologia destas rochas vem sendo desenvolvido gradativamente.
Entretanto, só a partir do início do século XX, com os estudos mais acurados de caracterização
petrográfica, estrutural e metamórfica, realizados inicialmente por Paes Leme (1910 e 1930) foi que, as
rochas gnáissicas da Cidade do Rio de Janeiro, incluindo os tipos facoidais, tiveram suas questões
estratigráficas e evolutivas abordadas.
2.2.2 - Geologia da Cidade do Rio de Janeiro
Os primeiros trabalhos de detalhe referentes à geologia da cidade estão em Lamego (1937), que
apresentou a “Teoria do Protognaisse”, sugerindo que o plagioclásio gnaisse (protognaisse) era uma
relíquia da crosta arqueana que, ao passar por vários estágios metamórficos, deu origem aos demais
gnaisses encontrados na região. Em Lamego (1938), o mesmo autor publica as primeiras observações
detalhadas da estrutura do Pão de Açúcar definindo duas fases de dobramento e descreve a Falha da
Guanabara, uma falha normal preenchida por diabásio, que teria condicionado o canal de entrada da Baía
de Guanabara. Posteriormente, em Lamego (1948), ele publica o primeiro trabalho de cartografia de maior
detalhe da cidade e suas adjacências: a Folha da Guanabara (em escala 1:100.000) no qual são discutidos
dados cartográficos, estratigráficos e estruturais.
Helmbold et al., (1965) apresentam o mapeamento geológico de semi-detalhe em escala 1:50.000,
para as folhas Baía da Guanabara, Santa Cruz e Vila Militar, que recobrem a totalidade da área do então
8
Estado da Guanabara. Este mapa é de fundamental importância para a geologia do Rio de Janeiro, porque
neste estudo foi elaborada uma cuidadosa caracterização das unidades mapeáveis, baseadas nas
denominações petrográfico-mineralógicas das rochas. As rochas foram dividias em duas séries
metamórficas: a Série Superior, composta de biotita-gnaisses, microclina- gnaisses, leptinitos e plagioclásio
gnaisse; e a Série Inferior com gnaisses homogêneos grossos, desprovidos de granada, mas ricos em
Titanita, além de migmatitos com melanossomas anfibolíticos (Porto Jr., 1993).
Leonardos (1973) defendeu o ponto de vista de que as rochas que ocorrem na área do município do
Rio de Janeiro pertenceriam a um cinturão orogênico denominado Atlantides, com predomínio de dobras
recumbentes em associação à falhas normais posteriores que, em muitos casos, obliteram boa parte do
padrão regional de deformação.
Valença (1973) resumiu o conhecimento sobre a geologia do antigo Estado da Guanabara
descrevendo a Série Superior, como sendo formada por faixas de biotita-plagioclásio-(ortoclásio) - quartzo granada gnaisses de grande representação e de faixas mais localizadas de gnaisses ricos em sillimanita,
cordierita e granada. Essa série é composta por uma sequência mista de microclina gnaisses e plagioclásio
gnaisses flanqueia as faixas anteriores. A Série Inferior foi descrita como sendo constituída essencialmente
por hornblenda gnaisses graníticos e por migmatitos básicos com intercalações anfibolíticas. Rochas de
composição básica a intermediária são representadas por anfibolitos e granodioritos e interpretadas como
possíveis constituintes de fases vulcânicas e plutônicas que foram posteriormente metamorfisadas
(Valeriano et al. 2012).
Leonardos (1973) e Leonardos & Fyfe (1974) reconheceram e interpretaram duas grandes unidades
originadas em ciclos sedimentares diferentes. A mais antiga, de natureza molassóide, hoje metamorfisada,
ocorre sob forma de leptinitos, gnaisses graníticos e migmatitos, que foi denominada de Grupo Pão de
Açúcar; e uma mais jovem, rica em pelitos e sedimentos carbonáticos e quartzosos, que ocorre sob forma
de sillimanita-cordierita gnaisses, quartzitos e rochas calcissilicáticas, denominada de Grupo Sepetiba.
Caracterizaram ainda vários tipos graníticos, mobilizados e/ou autóctones, intrusivos ou ainda associados
aos gnaisses. Os tipos identificados variam de migmatitos graníticos a gnaisses tonalíticos, adamelitos,
granitos grossos, quartzo dioritos, granodioritos finos e granitos médios e aplíticos (Valeriano et al. 2012).
Pires et al. (1982) discriminaram três séries distintas de tipos graníticos na área do município do Rio
de Janeiro, as quais denominaram de "Ancient Granites, Older Granites Series and Younger Granites
Series". A penúltima destas séries foi definida como sendo formada pelo granodiorito Governador e pelo
tonalito Grajaú, enquanto a última foi definida como formada pelos granitos Utinga, Favela, Rosa e Allanita.
Penha (1984a) deu o passo inicial para o desenvolvimento dos estudos que atualmente se realizam
no Maciço da Pedra Branca, definindo-o como uma intrusão possivelmente zonada, tendo em seu centro
rochas de composição tonalítica e em suas bordas rochas de composição granítica. Porto Jr. e Valente
(1988) apresentaram estudo sobre as rochas da região do Morro do Sandá, a partir do qual é caracterizada
e formalizada a existência do Granito Pedra Branca.
A Cidade do Rio de Janeiro se insere no que Heilbron et al. (1998) definem como Segmento Central
da Faixa Ribeira, um orógeno colisional de idade neoproterozóica/cambriana, muito erodido, apresentando
embasamento paleoproterozóico/arqueano, cobertura sedimentar deformada meso a neoproterozóica
com episódios magmáticos e granitóides gerados durante a orogênese Brasiliana (635-480 Ma)
O Terreno Oriental apresenta ortognaisses tonalíticos a granodioríticos, gnaisses leucograníticos,
corpos quartzo- dioríticos que compõem o Complexo Rio Negro. O quadro litológico é completado por
ortognaisses granodioríticos, que intrudem esse complexo, e rochas metassedimentares de alto grau que
correspondem ao Grupo Paraíba do Sul e corpos de rochas graníticas não foliadas (Mattos 2007).
9
2.2.3 – Aspectos da Geologia Estrutural da Cidade do Rio de Janeiro
Atualmente, para a região são reconhecidas três fases de deformação dúctil (Dn+2, Dn+1 e Dn), essas
fases vêm sendo melhores definidas a partir do mapeamento de Helmbold et al. (1965), com algumas
modificações do que foi proposto por Lamego (1938). A geologia estrutural dessa região é estudada mais
recentemente nos trabalhos de Valeriano & Magalhães (1984), Silva & Silva (1987), Pires & Heilbron
(1989) e Silva et al. (1991).
Valeriano & Magalhães (1983), fizeram mapeamento geológico estrutural da área do Pão de Açúcar
e adjacências, produzindo um mapa na escala 1:5.000 e identificaram e caracterizaram as unidades
mapeáveis com suas relações de contato , reconhecendo três fases de deformação dúctil ( D n+2, Dn+1 e Dn)
assim como falhamentos e fraturamentos rúpteis pós Dn.
A última fase de deformação dúctil produziu dobras abertas com eixo caindo em torno de 30 o para
ESSE, e planos axiais mergulhando em torno de 70o para NNE. Associado a essas fases ocorrem zonas de
cisalhamento dúcteis, onde se alojaram corpos de pegmatito e de granito nos planos de cisalhamento. A
penúltima fase Dn+1 também produziu dobras e zonas de cisalhamento, sendo as primeiras fechadas a
isoclinais (Valeriano & Magalhães, 1983), com os eixos das dobras de mergulhando suavemente para NE
ou SW, com superfícies axiais sub-horizontais, estando essas dobras associadas às zonas de cisalhamento
dúcteis (Pires & Heilbron, 1989). As zonas de cisalhamento possuem a mesma orientação dos planos axiais
das dobras geradas na mesma fase e são dobradas por Dn+2. A primeira fase de deformação Dn foi
responsável pelo desenvolvimento da xistosidade principal, da orientação dos megacristais e de algumas
lineações pré-Dn+1. O autor não afirma que essa seja a primeira fase, mas sim a mais antiga reconhecida.
Silva & Silva (1987) realizaram mapeamento geológico-estrutural da Serra da Carioca, com análise
estrutural, interpretações petrográficas e caracterizaram o metamorfismo atuante na região. Nesse
trabalho, as sequências de rochas gnáissicas pré-cambrianas foram dividias em três unidades (ortognaisses,
biotita-gnaisses e leptinitos), que apresentam caráter polimetamórfico situado na transição anfibolito altogranulito, com intensa mobilidade de fluídos. Junto a processos de migmatização e de anatexia, que
geraram mobilizados graníticos, três fases de deformação sucessivas afetaram toda a sequência.
2.2.4 - Geologia da Cidade de Niterói
Esta porção do estado do Rio de Janeiro insere-se no domínio crustal do Segmento Central da Faixa
Ribeira, denominado Domínio Costeiro, onde são comuns sequências orto e paragnáissicas, constituído
principalmente por ortognaisses, migmatitos e granitóides sin-, tardi- e pós- tectônicos. Na região de
Niterói, esses ortognaisses são representados por rochas granitóides bastante deformadas por um
tectonismo dúctil/rúptil, a Zona de Cisalhamento Dúctil de Niterói (Hippert,1990), que afetou rochas
graníticas em quase todo esses município.
Os trabalhos pioneiros que abordam a geologia de Niterói são poucos e não estão relacionados a
levantamentos geológicos sistemáticos. Entre eles, destacam-se em particular, os de Alberto Ribeiro
Lamego, que abordam a geologia de Niterói. São dele as mais importantes contribuições acerca da
conformação litológica e estrutural da área, publicadas na primeira metade do século passado (Lamego,
1937 & 1945), sintetizadas em Lamego (1964) e que, até os presentes dias, estão de certa forma, ajustadas
nas descrições e distribuição espacial das litologias ocorrentes na cidade de Niterói.
Lamego, em seus trabalhos, apresenta várias seções geológicas e descrições petrográficas do gnaisse
lenticular e do biotita gnaisse, publicando, em 1945, informações importantes da geologia de Niterói,
aceitas até os presentes dias, e modelos sobre a tectônica atuante na Baía de Guanabara. Décadas depois,
Kishida (1969) assinala e descreve o Plúton de Niterói, tido como o principal elemento geológico do
município.
A região é constituída principalmente por rochas granito-gnáissicas, pré-cambrianas, caracterizadas
pela presença de megacristais de K-feldspato (Hippert, 1990). O mesmo autor divide as rochas de Niterói
10
em três conjuntos litológicos, diferenciados quanto à composição mineralógica e/ou à intensidade de
gnaissificação. São eles: granodiorito porfiroblástico, gnaisse granodiorítico e gnaisses graníticos.
Hippertt (1990) identificou a ocorrência de paragnaisses aluminosos (biotita-gnaisse e Kinzigitos) e
denominou a Zona de Cisalhamento Dúctil de Niterói. Trata-se de uma faixa de rochas miloníticas com mais
de dez quilômetros de largura, caracterizada por uma foliação milonítica de direção que varia entre N4070E e está disposta paralelamente ao alinhamento da zona. Apresenta ainda uma contribuição à geologia e
petrologia dos 'augen' gnaisses ou gnaisse facoidal de Niterói, abordando principalmente os processos
deformacionais e feições indicativas de sua deformação dúctil, a partir de rochas graníticas não deformadas
e sob condições metamórficas de médio a alto grau, com a presença de fenômenos metassomáticos com
aporte de potássio, responsável pelo desenvolvimento de megacristais de feldspato ou porfiroblastos
(augen).
Logo após, Machado (1997) descreve a litogeoquímica e tectônica dos granitóides Neoproterozóicos
do estado, assinalando o maciço de Niterói, formado por um granitóide de composição expandida,
granodiorítica a tonalítica e granítica, e localmente charnockítica. A colocação dessas rochas na crosta deuse em condições metamórficas de transição entre fácies granulito e anfibolito, apresentando idade Rb/Sr
de 537 Ma para o gnaisse facoidal. Posteriormente, Penha et al. (2001) definiu e mapeou em escala de
detalhe (1:20 000) o granito Itacoatiara, ocorrente em partes dos municípios de Maricá e Niterói.
Como trabalho de mapeamento geológico sistemático, que abrange todo o município de Niterói,
temos aquele representado pelas cartas geológicas de semi-detalhe (1:50.000), executadas através do
Projeto Carta Geológica do Estado do Rio de Janeiro, do Departamento de Recursos Minerais (DRM), do
Governo do Estado. Através desse projeto, foi mapeado o bloco Baía de Guanabara – folhas Baía de
Guanabara, Itaboraí, Saquarema e Maricá, com o relatório final (texto e mapas) apresentado pelo
DRM/Geomitec em 1981.
O arranjo estrutural observado nas rochas aflorantes na região foi gerado pela superposição de três
diferentes eventos tectônicos, a saber:
1) Evento Brasiliano (580 - 480 Ma): foi responsável pela formação da maior parte das rochas em
condições elevadas de temperatura e pressão, ou seja, a grandes profundidades (~ 25 a 30 km), e pela
deformação dúctil destas rochas gerando a foliação metamórfica e dobramentos (Heilbron et al., 2000);
2) Evento Sul-Atlantiano – Fase I (130 Ma): este evento associado à separação dos continentes SulAmericano e Africano, formação do Oceano Atlântico Sul e das bacias da margem continental
(Schobbenhaus et al., 1984) foi responsável, na área de estudo, pela intrusão de diques e veios de diabásio
e pela formação de parte do fraturamento encontrado;
3) Evento Sul-Atlantiano – Fase II (80-5 Ma): responsável por grandes modificações na paisagem, com
a formação da Serra do Mar, dos grábens da Guanabara e do Paraíba do Sul, de bacias sedimentares
continentais como Macacu e Taubaté e por um intenso vulcanismo alcalino (Schobbenhaus et al., 1984;
Ferrari, 2001). Na área de estudo, este evento gerou o relevo observado e foi acompanhado de novo
fraturamento.
Durante o longo intervalo de tempo entre os eventos 1 e 2 (~ 350 Ma) a região sofreu contínua
denudação que levou à retirada, por erosão, de um pacote de rochas de pouco mais de 20 km de
espessura. Desde o Evento 2 estima-se que um pacote de rochas de pouco mais de 5 km de espessura
tenha sido erodido. O contínuo processo de denudação e o consequente alívio de carga litosférica, também
propiciaram a formação de fraturas de alívio subparalelas à superfície do terreno.
Dentre as estruturas presentes na área, são separadas as dúcteis, dúcteis-rúpteis e rúpteis.
Considera-se que as duas primeiras foram formadas no evento 1 e as rúpteis nos eventos posteriores.
11
Capítulo 3 – O Ortognaisse Facoidal
3.1 - O Gnaisse Facoidal: Histórico
O denominado gnaisse facoidal é a rocha com características mais expressivas que ocorre no entorno
da Baia da Guanabara e, portanto, das cidades do Rio de Janeiro e Niterói (figura 4). A topografia da região
é controlada, em grande parte, pela sua presença. Essa rocha foi utilizada como ornamento e material de
construção em diversas construções históricas.
Sua beleza e exuberância foram descritos desde o século XVI, com a chegada dos portugueses à Baía
de Guanabara. A vinda da Família real portuguesa para o Rio de Janeiro, em 1808, promoveu o aumento da
investigação científica, em geral, por naturalistas europeus financiados pela nobreza. Todos esses relatos
tiveram caráter puramente descritivo até o início do século XIX. Muitos desses naturalistas registraram o
profundo impacto que a paisagem da Baía de Guanabara exerceu sobre eles (Mansur et al., 2008).
No ano de 1829, as primeiras rochas da cidade já haviam sido descritas por Caldcleugh, que notou “...
a presença de granitos e gnaisses nas partes mais elevadas da cidade”. Os estudos geológicos mais
específicos sobre o Rio de Janeiro começaram a ser realizados pelo Barão de Von Eschewege, que, em
1831, publicou seus primeiros estudos referentes a uma seção geológica que ia da Baía da Guanabara até a
cidade mineira de Uberaba (Valeriano et al., 2012).
Em 1895, foi publicada, por Rossiter Worthington Raymond, em Nova York, uma nota referente à
estrutura do augen-gnaisse do Rio de Janeiro. Em 1896, foi a vez de James Furman Kemp descrever o
gnaisse da Pedreira da Glória em uma nota em inglês, divulgada em Rochester (Valeriano et al., 2012).
Everardo Backheuser apresenta em 1926, o primeiro mapa da geologia referente à área do Distrito
Federal. Posteriormente, em 1946, ele publica contribuições sobre a análise do descascamento esferoidal
(em “cascas de cebola”) das rochas gnáissicas da Cidade, estudos sobre os granitos dos subúrbios do Rio de
Janeiro e uma discussão a respeito da formação não só da restinga da Marambaia como também de todo o
litoral carioca. Em 1949 ele faz referências à geologia da Cidade nos Anais do X Congresso Brasileiro de
Geografia (Valeriano et al., 2012).
Alberto Betim Paes Leme, pesquisador do Museu Nacional, que publicou, ainda em 1910, estudos
geológicos de parte do Distrito Federal e, em 1912, dos gnaisses da Cidade onde discute a origem das
rochas da cidade e apresenta soluções inovadoras, abordando o conceito da tectônica de placas, o que era
muito recente para o estágio de conhecimento geológico do período (Paes Leme, 1910). Em 1930, Paes
Leme refere-se aos gnaisses como “gnaisses porfiróides” e ,em 1943, apresenta uma nota explicando a
formação geológica do antigo Distrito Federal (Paes Leme, 1930).
Octávio Barbosa publicou, em 1935, nos anais da Escola de Minas de Ouro Preto, uma nota sobre as
rochas da Cidade do Rio de Janeiro. Nesses mesmos anais também está um trabalho realizado em coautoria com Djalma Guimarães e Henrique Capper Alves de Souza em que descrevem petrograficamente as
rochas do Distrito e imediações. No ano de 1938, Barbosa apresenta uma contribuição ao estudo da gênese
dos gnaisses da Cidade na Academia Brasileira de Ciências (Valeriano et al., 2012).
Alberto Ribeiro Lamego publica, em 1937, a Teoria do Protognaisse, sugerindo que o plagioclásio
gnaisse (protognaisse) deveria ser considerado como uma relíquea da crosta arqueana primitiva, que ao
passar pelos vários estágios metamórficos, daria origem a todos os gnaisses da região (Lamego, 1937). No
ano seguinte o mesmo estudou cuidadosamente as escarpas da região. Em 1948 e em 1954, ele descreve
essas rochas como “gnaisse lenticular” (Cavalcanti, 1990).
12
Figura 4 - Entorno da Baia da Guanabara tem sua topografia controlada em boa parte pelo ortognaisse facoidal.
Figura 5a - Gnaisse facoidal
usado
com
elemento
estrutural em construção
Figura 5b - Gnaisse facoidal usado com elemento de fachadas
de prédios.
13
O lançamento do mapa de Hembold et al. (1965), produziu o primeiro mapeamento de semi-detalhe
(escala 1:50.000) para parte da região aqui abordada. Nesse trabalho o Gnaisse Facoidal ficou estabelecido
com sendo constituinte da Série Superior.
Silva (2000) denominou o Gnaisse facoidal como granitos Pão de Açúcar e Corcovado, apesar de não
dividi-las quanto à características petrográficas, texturais ou químicas. Também realizou datações pelo
método U-Pb utilizando o SHRIMP, e obteve idades de 559 + 4 Ma para essas rochas.
3.2 - O Gnaisse Facoidal: caracterização geológica
Na região, o Gnaisse Facoidal é um conjunto litoestratigráfico representado geomorfologicamente,
pela presença de morros e serrotes com afloramentos rochosos no topo e ao longo de algumas vertentes,
escarpadas ou não. Apresenta fraturas e juntas de alívio (descompressão) nas exposições do maciço
rochoso, e matacões de tamanho e forma variadas espalhados pelas encostas.
Normalmente apresenta solo residual saprolítico pouco espesso, de natureza areno-argilosa, e
colúvio/tálus localizados. Suas melhores exposições ocorrem em afloramentos rochosos em sopé dos
morros e em antigas pedreiras.
Quando fresca, trata-se de uma rocha de coloração laranja-acinzentada, com cristais centimétricos a
decimétricos rosados/alaranjados a esbranquiçados de feldspato potássico. Esses grãos quase sempre
estão amendoados ou oftálmicos (típicos facóides), subeuedrais, dispersos e orientados em uma matriz
escura, biotítica, normalmente de grãos de fino a médio, onde se constata a presença de fitas de quartzo,
além da presença aleatória de aglomerados de granada em cristais de diversos tamanhos. Apresenta
diversos graus de milonitização devido a zonas de cisalhamento de diversos portes (métrica a kilométrica) e
em algns casos, transiciona para domínios com zonas charnockíticas.
São comuns inclusões de tamanhos e formas variadas, geralmente lenticulares, de rochas dioríticas,
gnáissicas e leptiníticas, orientadas segundo a foliação. Também são frequentes produtos remobilizações
quartzo feldspáticas, sob a forma de veios e bolsões pegmatito, de granito cinza-rosa e de quartzo.
3.3 - O Gnaisse Facoidal: Principais áreas de ocorrência
A região de ocorrência do Gnaisse Facoidal (Figura 6) abrange áreas nos municípios do Rio de Janeiro,
de Niterói, de São Gonçalo e de Maricá. No primeiro, encontram-se as exposições e os afloramentos mais
representativos, tanto em termos litológicos como estruturais (Cavalcanti 1990). Os principais
afloramentos estão concentrados na zona sul da cidade do Rio de Janeiro (Urca, Copacabana, Ipanema e
Gávea), no centro da cidade e em Jacarepaguá Hippertt, (1990).
Em termos de volume de ocorrência, o Gnaisse Facoidal é mais representativo na cidade de Niterói,
onde essa rocha ocorre sob a forma de um corpo semi-elíptico com direção NE-SW, que ocupa quase a
totalidade do município de Niterói, grande parte do de São Gonçalo e a parte Oeste de Maricá (Hippertt,
1990). Em comparação à cidade do Rio de Janeiro, nesses lugares há um aumento na intensidade das
alterações intempéricas e uma descaracterização das suas feições geológicas (Cavalcanti (1990).
3.4 - O Gnaisse Facoidal: Petrografia
Para a caracterização petrográfica foram analisadas 6 lâminas delgadas (Q-07, Q-10, Q-11, Q12, Q-14
e RS-06). Optou-se pela classificação pelo diagrama QAP Streckeisen (1976), por se tratarem de rochas
ortoderivadas. Para a obtenção dos valores modais, foram feitas estimativas visuais com no mínimo 10
visadas de campos distintos para cada seção delgada. Os valores obtidos foram recalculados para 100% e
plotados no referido diagrama.
A seguir será feita a descrição petrográfica dos 3 litotipos individualizados a partir das 6 lâminas
analisadas , sendo o primeiro uma rocha com megacristais de K-Feldspato, a segunda possui megacristais
14
Figura 6 - Mapa geológico da área estudada (extraído e modificado de Valeriano et al., 2012).
15
de plagioclásio e a terceira, é uma rocha com megacristais de microclina com epidoto. Nos anexos
encontram-se as descrições completas das 6 lâminas estudadas.
 Gnaisse Facoidal tipo 1
A rocha é holocristalina, hololeucocrática (2% até 5% de máficos), inequigranular seriada, com
granulação variando de fina a grossa. Possui textura granoblástica (figura 7) (Q-07, Q-10, Q-11 e Q-12),
poiquiloblástica (Q-10) e nematoblástica (Q-11) (figura 8). A composição mineralógica da rocha é dada por:
minerais essenciais: microclina, plagioclásio, quartzo, biotita e muscovita; minerais acessórios: apatita,
zircão, titanita e muscovita; e secundários: minerais opacos, clorita e muscovita. O bandamento
metamórfico individualiza bandas ricas em material máfico (biotita, + granada, + clorita e opacos) e outra
rica em félsicos (microclina, plagioclásio e quartzo).
Ocorrem duas gerações de microclina, sendo a primeira constituída por grãos subédricos que variam
de médio a grosso com a maioria apresentando geminação tartan bem definida, mas em alguns casos
incipiente. Esses grãos costumam apresentar-se como megacristais poiquiloblásticos/porfiroblásticos, com
inclusão de grãos de plagioclásio reliquiar muito alterado com bordas reacionais (figura 10). Evidenciando o
processo de blastése K-feldspática, a que a rocha foi submetida durante o metamorfismo. Esses
megacristais de microclina tendem a ser micropertíticos (figura 9) e também é muito comum o
preenchimento das fraturas por carbonato ou por outro componente mais albítico. Observaram-se
inclusões de grãos de plagioclásio (comumente saussurtitizados e com bordas reacionais), quartzo, biotita e
zircão, assim como bolhas de quartzo.
A segunda geração de microclina é caracterizada por grãos que variam de fino a médio, anédricos a
subédricos e com geminação difusa (figura 11). Essa geração é caracterizada por não possuírem textura
poiquiloblástica. Entretanto, o processo de substituição persiste e continua apresentando bordas zonadas
nas poucas inclusões/relitos.
Os grãos de plagioclásio podem ser divididos em quatro gerações, sendo a primeira constituída por
grão anédricos (tendendo a arredondados), finos a médios, saussuritizados e sem geminação aparente.
Essa geração é a que ocorre na forma de grãos reliquiares (com ou sem bordas reacionais) e são os grãos de
plagioclásio mais alterados da rocha (figura 12).
A segunda geração de plagioclásio é formada por grãos subédricos, fino a médio com geminação
polissintética da lei da albita bem definida. Esses são os que estão menos saussuritizados e possuem raras
inclusões. As bordas reacionais são menos espessas, sendo esses os que menos sofreram o processo de Kfeldspatização durante o metamorfismo (figura 13).
A terceira geração é geralmente mais tardia que se forma nas bordas reacionais/inclusões de grãos
de k-feldspato e plagioclásio mais antigo, essa possui coloração branca acinzentada e não possui
geminação. A quarta forma de ocorrência é nas porções mirmequitizadas, também de composição mais
sódica.
Os grãos de biotita são subédricos a euédricos, finos a médios e apresentam pleocroísmo intenso. A
cor natural varia de marrom claro a verde. Com nicóis cruzados, comumente é observado a presença de
“bird eyes”. Esses grãos ocorrem em bandas associados à granada, a clorita, a muscovita e a minerais
opacos. Pode estar associada também a apatita, zircão e titanita. Na lâmina Q-14, que apresenta a textura
lepidoblástica propriamente dita, a biotita encontra-se inalterada, já nas demais está sendo cloritizada.
A principal forma de ocorrência de grãos de quartzo presente neste litotipo é em grãos que variam de
médios a grossos, anédricos e na maioria das vezes com extinção ondulante (figura 14). Esse mineral tem
textura poiquiloblástica e pode apresentar padrão de embainhamento e interfinger (figura 15), incluindo a
maioria dos outros minerais presentes, como plagioclásio, biotita, e menos comumente, K-feldspato. Uma
segunda forma de ocorrência possui granulação variando de fina a média e que não interagem tanto com
17
os feldspatos, sem apresentar embainhamento ou interfinger. A terceira forma são os grãos dispostos nas
bolhas de quartzo presentes na maioria dos feldspatos.
Figura 8 - Textura lepidoblástica.
Figura 7 - Textura granoblástica.
Figura 9 – Megacristas de microclina pertíticos e com
preenchimento das fraturas por carbonato.
Figura 10 - Núcleo preservado de plagioclásio com bordas
zonadas.
Figura 11 - Geminação difusa em microclina.
18
Figura 12 - Inclusão de grão de microclina em grão de Plagioclásio.
Figura 13 – Grão de plagioclásio incluso em microclina.
Figura 14 - Grãos de quartzo com extinção ondulante.
Figura 15 - Grão
embainhamento.
de
quartzo
apresentando
 Gnaisse Facoidal tipo 2
O segundo litotipo estudado é caracterizado pela lâmina Q-11. Trata-se de uma rocha
hololeucocrática (5% de máficos) com textura lepidoblástica (figura 16). A composição mineralógica da
rocha é dada por: plagioclásio, microclina, quartzo, biotita e muscovita. Os minerais acessórios são zircão e
apatita e os secundários são minerais opacos.
Os megacristais de plagioclásio são grãos subédricos, grossos e que apresentam geminação
polissintética da leia da albita (ou pode estar alterada). Quando estão alterados, esses perdem a geminação
e apresentam saussurita, carbonato, plagioclásio (de composição albítica) e sílica. Os contornos desses
grãos também apresentam saussuritização e podem ser transicionais e/ou zonados. Possuem inclusões de
microclina, plagioclásio e biotita (figura 17).
A segunda geração de plagioclásio é composta por grãos anédricos a subédricos, que variam de fino
a médio. Esses encontram-se muito saussuritizados e sem geminação polissintética aparente. Apresentam
contatos transicionais, bordas alteradas e possuem raras inclusões de biotita (usualmente fina e subédricas
a euédrica) e bolhas de quartzo. A terceira geração está disposta nas bordas zonadas, de coloração branca
19
acinzentada e a quarta geração ocorre como produto das mirmequitas, nesse caso associado ao quartzo e,
portanto, mais tardia.
Os grãos de microclina que ocorrem nesta rocha são subédricos a anédricos e de granulação fina.
Esses possuem geminação tartan e o contato com os grãos de plagioclásio são transicionais e podem estar
saussuritizados e com presença de carbonato. Alguns grãos ocorrem inclusos nos megacristais de
plagioclásio, em grãos de quartzo e possuem, por vezes, raras inclusões de biotita.
Os grãos de quartzo variam de médio a grosso e são anédricos. Podem apresentar textura
poiquiloblástica englobando grãos de microclina, biotita, zircão e plagioclásio. Os grãos maiores estão
isentos de deformação. Também ocorrem grãos de quartzo anédricos de granulação fina a média que
possuem uma leve extinção ondulante. Seus contornos são marcados por embainhamento e interfinger.
A biotita presente está disposta em grãos subédricos a anédricos que variam de fino a médio e
estão associados a minerais opacos. O hábito é tabular ocorrendo prioritariamente em bandas máficas,
logo textura lepidoblástica. Também podem ser observados bird eyes em superfícies mais rugosas. A
apatita e zircão ocorrem de forma acessória nesses agregados máficos, são de granulometria fina e
subédricos a anédricos. A rocha passou por um processo de muscovitização, onde juntamente com opacos,
esses minerais são produto da substituição da biotita.
 Gnaisse Facoidal tipo 3
Esse litotipo é observado na lâmina RS-06. É uma rocha hololeucocrática (1% de máficos) com
granulometria variando de média a grossa e apresentando textura granoblástica (Figura 18). A composição
mineralógica da rocha é dada por: plagioclásio, microclina, quartzo e biotita (eventual) como constituintes
essenciais. Completam a composição mineralógica: zircão, apatita e minerais opacos e os minerais
secundários são epidoto e muscovita.
Os grãos de microclina são subédricos, variam de fino a grosso e podem ser divididos em duas
gerações. Na primeira, os grãos variam de médio a grosso, com geminação tartan e carlsbad. Esses são os
megacristais da rocha que por vezes são micropertitícos e com fraturas preenchidas por carbonato.
Possuem poucas inclusões de quartzo e o que podem ser relictos de grãos alterados de plagioclásio. A
segunda geração é formada por grãos de fino a médio, com geminação incipiente e que interagem com
menos intensidade com os grãos de plagioclásio, corroendo-os.
Os grãos de plagioclásio também podem ser divididos em duas gerações, sendo a primeira formada
por grãos anédricos a subédricos, finos a médios e estão completamente alterados, substituídos por
carbonato, epidoto, sílica e plagioclásio albítico. A segunda geração ocorre como grãos subédricos, médios,
porém com geminação polissintética da lei da albita aparente e bordas zonadas também alteradas.
O quartzo presente na rocha está disposto em grãos de médio a grosso, anédricos e apresentam
embainhamento nos seus contornos. Esses encontram-se límpidos e isentos de deformação, também são
observadas inclusões de plagioclásio e microclina.
A biotita é de granulação fina e ocorre em volume muito restrito, sendo observados poucos grãos
que se encontram próximos a plagioclásio e alterando para clorita e minerais opacos. O epidoto tem sua
forma arredondada, é de granulação fina, hábito arredondado, pleocróicos variando de amarelo
esverdeado
ao
branco
e
possuem
alta
cor
de
birrefringência.
20
Figura 16 – Textura lepidoblástica.
Figura 17 - Inclusão de grãos de biotita em grão de
plagioclásio
Figura 18 - Textura granoblástica.
3.5 - O Gnaisse Facoidal: Aspectos estruturais e do metamorfismo
A foliação observada no gnaisse facoidal é atribuída, em parte, ao fluxo magmático e, parte à
deformação principal na região (Dn+1). A forma dos corpos do Gnaisse Facoidal é alongada e acompanha a
mesma direção apresentada pelos planos associados aos cisalhamentos presentes em escala regional. No
caso específico do gnaisse facoidal, as diversas características abordadas sugerem a existência de um
ambiente tectonicamente ativo (durante a deformação regional) em boa parte do período de colocação do
corpo.
Paterson et al. (1989) creditam aos plútons sintectônicos as seguintes características:
1) Continuidade de estruturas entre o plúton e a rocha encaixante;
2) Existência texturas/estruturas de fluxo intermediário ou transicional entre membros representados por
fluxo magmático e fluxo no estado sólido à altas temperaturas;
3) Forma alongada e a presença de estruturas indicativas de "emplacement" em zonas de falha ativas;
4) Foliação interna paralela aos contatos com a rocha encaixante.
21
A maioria dos plútons concordantes também é considerada do tipo sintectônico por Castro (1987),
sendo interpretados por Batemann (1984) como diápiros ou diápiros “ballooning”.
As características apresentadas pelo gnaisse facoidal, além de estarem de acordo com aquelas
atribuídas à plútons sintectônicos possuem, no geral, caráter parautoctóne. Essa rocha é encontrada
cortando flancos de dobras tardi-Dn+1 e preenchendo planos de cisalhamento associados à Dn+1 (Silva &
Silva, 1987), sugerindo que a colocação do corpo ocorreu no estágio sin a tardi-cisalhamento. Ou seja, o
episódio de colocação e cristalização do corpo ocorreu em situações tardi- a pós deformação principal.
Deve-se salientar, entretanto, que em algumas porções, pode-se encontrar texturas isotrópicas à
nível de afloramento e registradas ainda na petrografia. “Fabrics” isotrópicos deste tipo podem ser
atribuídos a três fatores principais:
a- ao término da deformação regional quando da cristalização das partes centrais do corpos;
b- a deformação não foi penetrativa o suficiente;
c- a deformação interagiu com um sistema magmático com fração cristalina reduzida.
Segundo o modelo proposto por Hibbard (1987), o fator mais importante na formação de granitos
gnaissificados é o estágio de cristalização apresentado pelo sistema.
Nos experimentos realizados em gnaisses compostos por quartzo e plagioclásio, Winkler (1977)
chegou a algumas conclusões importantes através da observação de diversas reações.
No início da anatexia (PH2O=5Kb;T=6800C) por exemplo, ao invés de ocorrer a reação:
(1) Muscovita + Quartzo =Alcalifeldspato + Al2SiO5 + H2O
toma lugar a reação:
(2) Muscovita + Quartzo + Plagioclásio1 = massa fundida (Quartzo, Plagioclásio e
Alcalifeldspato) + Plagioclásio2 + Sillimanita + H2O
Winkler (1977) reitera que a reação de "quebra" da muscovita, na presença de quartzo e
plagioclásio, têm sido amplamente usada para definir a transição do metamorfismo de grau médio para o
de alto grau. Se houver ainda biotita no sistema, como é o caso, esta pode reagir com sillimanita e quartzo
para gerar alcalifeldspato e granada, liberando água. A granada em pressões relativamente mais elevadas
pode coexistir ou a substituir:
(3) cordierita = almandina + 2 H2O
(4) Biotita + Sillimanita (ou Cianita) + 2 Quartzo = Alcalifeldspato + Granada almandina + H2O.
- Devemos lembrar que cordierita é um mineral encontrado em certos trechos de ocorrência do
gnaisse facoidal (principalmente próximo aos contatos com o Biotita Gnaisse) em associação a
granada.
Como atesta a reação (4), biotita (assim como a muscovita), na presença de quartzo e plagioclásio, é
uma das fontes para a formação de alcalifeldspato em temperaturas acima daquelas em que ocorre
anatexia. No início da anatexia, onde a biotita é pouco consumida, a quantidade de alcalifeldspato que
cristaliza a partir do líquido é inferior ao volume de quartzo e plagioclásio. Como decorrência, nestas
condições de baixa taxa de fusão tende-se a gerar uma massa fundida granodiorítica a granítica (Winkler,
1977).
A quase total ausência de Sillimanita apesar de constituir mineral indicativo de fácies anfibolito
superior, exercendo papel importante nas reações metamórficas apresentadas pode ser explicada baseada
nas reações (1) e (2). O processo de reação no sentido inverso pode ter propiciado a substituição de
22
sillimanita por muscovita, mediante re-hidratação (retrometamorfismo) e metassomatismo potássico (K+ +
H2O + Al2SiO5).
Outros eventos tardios proporcionaram o aparecimento de mirmequita, que se mostra abundante
nesta rocha. Ashworth & McLellan (1985) acreditam que intercrescimentos mirmequíticos podem ser
originados pelo mesmo processo que gera muscovita a partir de sillimanita e biotita.
Em resumo, pode-se dizer que, durante o metamorfismo progressivo de alto grau, fases anídricas
tendem a substituir fases hidratadas através de reações de desidratação [vide reações (1),(2),(3) e (4)]. A
água então que é expelida pode percorrer espaços intergranulares, fraturas ou planos de cisalhamento ou
ainda ser absorvida em bolsões de fusão (Passchier et al., 1993), propiciando a rehidratação das fases
minerais submetidas ao resfriamento (muscovitização, cloritização, sericitização, saussuritização, etc...).
23
Capítulo 4 – Interpretação Geoquímica do Gnaisse Facoidal
4.1 – Análise Geoquímica dos Litotipos
As rochas estudadas foram submetidas a análises litogeoquímicas. A partir dos resultados obtidos foi
possível fazer uma análise de suas características químicas e uma tentativa de inserção, dessas rochas, em
um ambiente geotectônico apropriado. Assim, com base na avaliação de diversos diagramas de
interpretação petrológica disponíveis na literatura fez-se a caracterização química desse litotipo. O
conjunto analisado corresponde a 32 amostras pertencentes a um acervo pré-existente, sendo 15 coletadas
nos limites da cidade do Rio de Janeiro (região do Pão de açúcar) e 17 nos limites da cidade de Niterói
(região da Serra da Tiririca). A composição química dessas amostras está apresentada nas Tabelas 1, 2, 3, 4,
5 e 6.
Tabela 1 - Composição química dos litotipos do Rio de Janeiro – Elementos maiores (%peso).
Amostras
SiO2
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
LOI
Total2
Rio-30
Rio-12
Rio-3
Rio-28
Rio-15
Rio-2
Rio-7
Rio-5
Rio-6
Rio-8
Rio-14
Rio-16
Rio-4
Rio-1
Rio-22
73,58
0,16
13,32
1,54
0,03
0,23
1,67
2,84
5,77
0,20
0,71
100,05
73,40
0,57
13,24
1,92
0,03
0,34
1,87
3,09
5,69
0,24
0,30
100,69
73,10
0,39
12,60
2,20
0,04
0,61
2,32
3,03
5,29
0,18
0,50
100,26
72,70
0,35
13,45
2,05
0,07
0,62
2,24
2,85
4,98
0,22
0,62
100,15
72,40
0,20
13,87
1,95
0,04
0,37
1,69
2,94
5,80
0,16
0,60
100,02
72,20
0,41
13,40
2,58
0,05
0,63
1,77
3,11
5,33
0,18
0,42
100,08
71,60
0,32
14,05
2,20
0,04
0,54
2,62
3,11
4,84
0,17
0,45
99,94
71,30
0,41
13,80
2,65
0,04
0,61
2,02
3,33
5,69
0,19
0,40
100,44
70,40
0,38
13,77
3,39
0,06
0,66
2,49
3,55
4,61
0,17
0,70
100,18
70,10
0,52
13,40
3,88
0,06
0,86
2,62
3,52
5,09
0,14
0,40
100,59
70,00
0,65
13,86
1,95
0,03
0,27
1,54
5,12
5,80
0,23
0,55
100,00
69,70
0,53
14,40
3,85
0,05
0,92
2,24
3,03
4,91
0,24
0,52
100,39
69,30
0,51
13,90
3,02
0,06
0,80
2,77
3,54
5,30
0,24
0,80
100,24
68,75
0,73
14,29
2,99
0,07
0,95
2,97
3,89
4,63
0,17
0,70
100,14
68,30
0,66
13,90
4,62
0,07
1,06
2,77
2,95
4,82
0,21
0,78
100,14
TiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO
Tabela 2 - Composição química dos litotipos de Niterói – Elementos maiores (%peso).
24
Tabela 3- Composição química dos litotipos do
Rio de Janeiro – Elementos menores (ppm).
Tabela 4- Composição química dos litotipos de
Niterói – Elementos menores (ppm).
Tabela 5 - Composição química dos litotipos do Rio de Janeiro – Elementos terras raras (ppm).
Tabela 6 - Composição química dos litotipos de Niterói – Elementos terras raras (ppm).
25
Com base nos diagramas de classificação química, podemos afirmar que os litotipos estudados se
enquadram no campo subalcalino (Figura 19) e mostram tendência de evolução calci-alcalina (Figura 20).
Do ponto de vista geoquímico, as amostras se concentram no campo dos granitos com pequena dispersão
(Figura 21) e caráter metaluminoso (Figura 22).
Os gnaisses da cidade do Rio de Janeiro caracterizam-se por apresentar uma variação no conteúdo
de SiO2 de 68,3 a 73,7% sem lacunas composicionais. Para os gnaisses da cidade de Niterói a variação no
conteúdo de SiO2 se dá entre 67,9 e 72,5%, portanto em um intervalo algo menos expandido. As
quantidades de Fe apresentam-se em média em volume maior nas rochas da cidade de Niterói. O conteúdo
em Na2O é quase que invariavelmente maior que 3,0% e a razão K2O/Na2O é, em média, maior nos tipos
ocorrentes na cidade do Rio de Janeiro (tabelas 1 e 2).
Os diagramas de variação para elementos maiores (Figura 23), menores e traços (Figura 24) do tipo
“Harker” permitem a observação de correlações negativas para os elementos Mg, Ti, Fe, Ca e Y; e com
correlações positivas para os elementos K e Zr. Os demais elementos apresentam distribuição em
patamares. Devemos lembrar, entretanto, que tal interpretação pode apresentar problemas em função da
pouca expansibilidade do conjunto analisado.
A análise estatística (tabelas 7 e 8) aponta para predomínio dos graus de significância de padrões
lineares em relação aos curvi-lineares. Mostra, também, que o grau de significância relativo às amostras da
cidade do Rio de Janeiro é maior do que aqueles encontrados para as rochas da cidade de Niterói.
Tendências lineares nesse tipo de diagrama são interpretadas como estando relacionados tanto a
processos de hibridização representativos de eventual processo de "magma mixing" ou ainda, a processos
de fusão parcial ("restite unmixing", (Chappell et al., 1987)). Porém, lacunas composicionais, em geral,
devem ser entendidas como indicativas de ausência de cogeneticidade. No caso estudado, em função tanto
da não existência de lacuna(s) composicional(is), quanto da existência de tendências curvilíneas (ou
tendendo a tal comportamento), como no caso dos diagramas referentes à Fe2O3, Na2O e K2O, a
interpretação por cristalização fracionada e/ou fusão parcial ("restite unmixing") é favorecida em relação a
outras possibilidades. Pode ainda ser dito que, como estas rochas correspondem a tipos ortoderivados
metamorfisados, as mesmas podem ter evoluído por cristalização fracionada durante sua história
magmática e a assinatura para fusão parcial estar associada ao metamorfismo de alto grau, com efetiva
remobilização, pela qual passaram durante o processo orogênico.
Os elementos Rb, Ba e Sr são elementos bem distribuídos em rochas ácidas, principalmente se muito
enriquecidas em feldspatos. El Bouseily & El Sokkary (1975) os consideraram bons traçadores de processos
de cristalização, principalmente a razão Ba/Sr. No caso das amostras analisadas para a região de Niterói, Ba
e Sr apresentam firme decréscimo, enquanto para as rochas da cidade do Rio de Janeiro mantêm-se em
patamar.
Pearce et al. (1984) propuseram uma subdivisão para as rochas graníticas em função do ambiente
tectônico. A subdivisão foi feita baseada em elementos traços discriminantes (Rb, Y, Nb, Ta) e os
granitóides foram distribuídos por quatro grupos denominados de ORG (granitos de cadeia oceânica), VAG
(granitos de arco vulcânico), WPG (granitos intra-placas) e COLG (granitos colisionais). Granitos de cadeia
oceânica são aqueles relacionados a complexos ofiolíticos, sendo tipicamente corpos pequenos e
localizados na parte superior destes complexos. O termo descritivo proposto por Coleman & Peterman
(1975) e Coleman & Donato (1979) é plagiogranito oceânico. São granitóides que têm hornblenda como
mineral máfico principal, meta a peraluminosos, plotando no campo dos quartzo dioritos e/ou tonalitos em
diagrama QAP. Granitos de arco-vulcânico podem variar desde tipos oceânicos até tipos continentais e sua
evolução pode gradar desde afinidades toleiíticas até cálcio-alcalinas ou shoshoníticas (Peccerillo & Taylor,
1976). Os granitos de arco tipo oceânico com afinidades toleiíticas plotam preferencialmente no campo dos
quartzo dioritos a tonalitos em diagramas QAP, têm hornblenda como mineral máfico principal. Já os de
26
Legenda para as figuras: Amostras coletadas na cidade do Rio de Janeiro
cidade de Niteroi
e Amostras coletadas na
Figura 19 - Diagrama TAS.
Figura 20 - Diagrama AFM mostrando o trend de evolução com
afinidade cálcio-alcalina.
27
Figura 21 - Classificação química segundo Le Maitre (1989).
Figura 22 - Classificação química segundo Shand (1927).
28
2
Tabela 7 - Valores de r para coeficientes lineares e polinomiais para os gnaisses do Rio de Janeiro (n= 15 amostras).
2
Tabela 8 - Valores de r para coeficientes lineares e polinomiais para os gnaisses de Niterói (n= 17 amostras).
29
Figura 23 - Diagramas de Harker para os elementos maiores.
30
Figura 24 - Diagramas de Harker para os elementos menores.
afinidades cálcio-alcalinas plotam nos campos do quartzo diorito, quartzo monzonito, tonalito e
granodiorito em diagrama QAP. Apresentam biotita e hornblenda como principais minerais máficos, tendo
índice cálcio-alcalino. Quando relacionados a margens continentais ativas, plotam predominantemente nos
campos do quartzo monzonito, granodiorito e granito (senso strictu) em diagrama QAP. Têm biotita como
mineral máfico e eventualmente também hornblenda, indo de metaluminosos a fracamente
peraluminosos.
Os granitos intraplacas podem ser subdivididos de acordo com a natureza da crosta na qual se
posicionam. Plotam no campo do quartzo sienito, granito (sensu strictu) e álcali granito em diagrama QAP.
Seus minerais máficos característicos são o anfibólio, biotita e eventual piroxênio, sempre de composição
sódica. São tipos peraluminosos, podendo variar para peralcalinos. Os granitos colisionais, relacionam-se a
cinturões orogênicos, podendo apresentar distinções de acordo com o tipo de colisão as quais se associam
31
(Pitcher, 1982; Harris et al., 1983). Outra característica conspícua é sua associação com o evento de maior
deformação da orogênese, o que lhes impõe características de corpos sin a pós-colisão. Os típicos são os
granitos Hercinianos (ex. Quèrigut), Alpinos (ex. Adamello) e Himalaianos. Aqueles sin-colisão plotam no
campo do granito (senso strictu) em diagrama QAP e são granitos à muscovita, de caráter peraluminoso,
exibindo forte associação com os granitos do tipo S de Chappell & White (1974). Os pós-colisäo têm na
biotita seu mineral máfico mais comum, podendo eventualmente apresentar também hornblenda, e
plotam na mesma região onde plotam os VAG em diagrama QAP, sendo caracteristicamente
metaluminosos ou fracamente peraluminosos, exibindo muitas das características dos granitos do tipo I de
Chappell & White (op. cit.).
Ao examinarmos os dados de campo referentes aos granitóides do município do Rio de Janeiro podese certamente descartar a possibilidade dos mesmos pertencerem ao grupo dos granitos de cadeia
oceânica (ORG).
A observação do diagrama Nb x Y (Figura 25) permite observarmos que os gnaisses da cidade do Rio
de Janeiro e seus correlatos na cidade de Niterói distribuem-se, com alguma dispersão, nos campos dos
granitos de arco vulcânico (sin-colisionais) e no limite do campo dos granitos orogênicos.
O diagrama Rb x (Y + Nb) (Figura 26) mostra uma concentração das amostras, independentemente de sua
localização geográfica, no campo dos granitóides intraplacas (WPG), com pequena dispersão para o campo
dos de arco-vulcânico. Isso pode ser atribuido, considerando que essas rochas foram primeiramente
geradas em uma ambiente de arco-vulcânico (VAG). Com o fechamento do oceano correspondente a esse
arco, ocorre à aproximação e a colisão das placas envolvidas no processo. Desse momento em diante, as
rochas se encontram em um ambiente de uma só placa, formada por esta colisão, e as rochas passam a
ganhar a assinatura de granitos intraplaca (WPG), correspondendo à uma crosta, agora, espessada.
Diagramas geoquímicos para discriminação de ambientes tectônicos vêm sendo usados com relativo
sucesso, permitindo interpretações consistentes. O diagrama de parâmetros multicatiônicos R1 x R2 (La
Roche et al., 1980), inicialmente proposto para classificação química de rochas plutônicas, foi aperfeiçoado
por Batchelor & Bowden (1985) (figura 27) que utilizaram-se do diagrama, já modificado, para a
determinação de modelos petrogenéticos que envolvessem variados processos de diferenciação, como
cristalização fracionada, fusão parcial ou mistura de magmas.
Ao examinarmos os resultados obtidos para as rochas estudadas, podemos observar uma forte
concentração das amostras no campo dos corpos sin-colisionais com dispersão até o campo dos tardiorogênicos. Esse comportamento é coerente com as condições de posicionamento dos corpos durante a
evolução do processo orogênico. Neste caso a dispersão em direção ao campo dos corpos tardi-orogênicos
corresponde aos tipos de posicionamento tardio quando já temos uma crosta mais espessada.
Possivelmente como resposta a um relaxamento termal em associação a eventos de extensão crustal
(Figura 27).
32
Figura 25 - Diagrama de classificação de ambiente tectônico.
Figura 26 - Diagrama de classificação de ambiente tectônico.
33
Figura 27 - Diagrama de classificação R1 x R2.
4.2 – Análise Geoquímica dos Elementos Terras Raras.
Os resultados obtidos para as análises de Elementos Terras Raras (ETR), para os ortognaisses
facoidais aqui estudados, estão apresentados nas Tabelas 5 e 6. As figuras (28, 29 e 30) apresentam os
mesmos dados normalizados pelo condrito de Sun (1979) para os dois conjuntos de gnaisses estudados.
De uma forma geral os dois conjuntos (ortognaisses da cidade do Rio de Janeiro e da cidade de
Niterói) mostram uma curva com média inclinação, anomalia negativa para Európio, sem apresentar forte
empobrecimento em ETRp.
A observação conjunta dos dados permite afirmar que existe um comportamento relativamente
homogêneo para cada um dos dois conjuntos, obtendo-se ainda uma boa correlação entre os dois
conjuntos, apesar de diferenças nos valores de Lu que se mostram altos nas rochas da cidade de Niterói
(problema analítico?).
A superposição entre as curvas obtidas para os dois conjuntos apontam para um padrão
característico para ortoderivados cálcio-alcalinos, incluindo a presença das anomalias negativas para
európio que são comuns a estas rochas.
34
Figura 28 - Padrão normalizado para distribuição dos ETRs do ortognaisse facoidal da cidade de Niterói
Figura 29 - Padrão normalizado para distribuição dos ETRs do ortognaisse facoidal da cidade do Rio de
Janeiro.
35
Figura 30 - Padrão normalizado para distribuição dos ETRs do ortognaisses facoidais. Observação
conjunta para as duas áreas.
36
Capítulo 5 – CONSIDERAÇÕES FINAIS
5.1 - Conclusões
Com base nos dados aqui apresentados, algumas caracterizações puderam ser realizadas e serão
aqui listadas.
1 - As rochas ortoderivadas analisadas na petrografia constituem um grupo de gnaisses facoidais, de
granulação grossa, hololeucocráticos a leucocráticos e ricos em minerais feldspáticos e quartzo. Esses
feldpspatos são K-feldspato (microclina) e plagioclásio, dispostos em diversas gerações. Isso é válido para
os dois conjuntos analisados (cidade do Rio de Janeiro e cidade de Niterói);
2 – Ainda em base petrográfica deve ser dito que os litotipos, de ambos os grupos, apresentam diversas
texturas, tendo sido identificados tipos: granoblásticos, poiquiloblásticos, lepidoblásticos e porfiroblásticos.
Essas texturas foram desenvolvidas durante o metamorfismo (crescimento no estado sólido), mudando
texturas formadas previamente em processo magmático, como textura de fluxo e porfirítica. As diferentes
texturas metamórficas ocorrem devido ao metamorfismo ser um processo heterogêneo, onde ocorre o reequilíbrio químico e físico das rochas. Nesse caso, o crescimento blástico de K-feldspatos (microclina) é o
fator mais marcante, capaz de gerar as texturas granoblástica, poiquiloblástica e porfiroblástica dando a
rocha o aspecto facoidal;
3 – O estudo das lâminas delgadas não permitiu uma clara definição de associações metamórficas para a
caracterização do metamorfismo. Isso pode ser explicado por serem os protólitos, rochas de origem
magmática, com quantidades predominantes de feldspatos e quartzo, que vão passar por intensivo
processo de reestruturação química-estrutural. De toda a forma, o metamorfismo pode ser caracterizado
como de Grau Forte com base na literatura e pela presença de silimanita e cordierita próximo aos contatos
com o biotita gnaisse;
4 - Do ponto de vista geoquímico, os ortognaisses estudados são classificados predominantemente como
granitos. Plotam no campo das rochas sub-alcalinas de evolução calcialcalina e caráter metaluminoso.
Apresentando-se como conjuntos pouco expandidos.
5 - A razão K2O/Na2O é maior, em média, para os litotipos amostrados no Rio de Janeiro, e a porcentagem
de Na2O é quase que invariavelmente maior que 3,0%, nos dois conjuntos. Essa variação pode significar que
processos de dissociação de soluções sólidas (acontecidos no estado sólido) foram mais efetivos no
conjunto de ortognaisses da cidade do Rio de Janeiro. Tal fato pode ser associado ao término da
cristalização ou do nível do metamorfismo ter sido um pouco menos intenso nestas rochas, ou ainda que as
rochas do conjunto da cidade do Rio de Janeiro representar partes menos profundas do orógeno.
6 - A análise estatística apresenta maior grau de significância para padrões lineares, o que é interpretado
como processos de hibridização (“magma mixing”) ou fusão parcial (“restite unmixing”) como os processos
de maior eficácia para a geração primária destas rochas;
7 - Nos diagrama de variação em espaços XY (tipo Harker), os óxidos Fe2O3, Na2O, e K2O tendem a
apresentar padrão curvilíneo, o que favorece a interpretação para cristalização fracionada e/ou fusão
parcial. Como são rochas ortoderivadas metamorfisadas, isso sugere que elas possam ter evoluído por
cristalização fracionada na trama magmática e a assinatura fusão parcial pode ter sido adquirida durante o
metamorfismo de alto grau que essas foram submetidas, onde foi muito intensa a remobilização dos
elementos;
8 - Tectonicamente essas rochas apresentam assinatura de granitóides de arco vulcânico sin-colisionais e
de granitóides intraplaca. Podemos interpretar que essas rochas estavam primeiramente em um ambiente
de arco magmático e com a evolução da tectônica, o fechamento do oceano relacionado a esse arco e a
37
colisão das duas massas continentais, houve o espessamento crustal e o confinamento desse arco na massa
continental, agora unificada. Nesse momento, elas adquirem a assinatura intraplaca;
9 - O item anterior é corroborado pelo diagrama R1xR2 no qual as rochas dos dois conjuntos se distribuem
no campo dos granitóides sin-colisionais com uma pequena tendência de variação para o campo dos tardiorogênicos. Essa variação pode ser interpretada como correspondente a assinatura adquirida no ambiente
de arco vulcânico (granitóides sin-colisionais) e a segunda no ambiente intraplaca (granitóides tardiorogênicos);
10 – A análise dos padrões para os Elementos Terras Raras aponta para tipos enriquecidos e com curva de
inclinação mediana, interpretada como produto de sua assinatura magmática. Isso é válido para os dois
conjuntos. Anomalia negativa para Eu é comum também aos dois conjuntos e indicativo de processos de
diferenciação normais. As curvas apresentadas mostram padrão equivalente para rochas tipicamente
graníticas para o caso das rochas da cidade do Rio de Janeiro, e padrão bastante similar a tipos
granodioríticos para as rochas da cidade de Niterói.
11 - Através dos dados obtidos e gerados nesse trabalho, a comparação e correlação entre os ortognaisses
das duas cidades foi realizada. Como pontos principais de sustentação dessa correlação temos:
 O ambiente tectônico (VAG e WPG)
 O comportamento geoquímico em diagramas tipo “Harker”
 O padrão de distribuição dos ETRs
12 – Como fatores distintivos temos:
 A razão K2O/Na2O, maior para o conjunto de rochas da cidade do Rio de Janeiro.
 A quantidade de Ferro é maior para o conjunto de Niterói.
Com base nestes dados podemos assumir uma cogeneticidade entre os dois conjuntos de rochas,
sendo que suas diferenças podem estar relacionadas a diferentes níveis crustais de posicionamento.
38
Referências Bibliográficas
ALMEIDA, F.F.M.; AMARAL, G.; CORDANI, U.G.; KWASHITA, K. (1973) – The Precambrian evolution of the South America crtonic
margin south of Amazon River. In: Nairn, AEM & Stehli, FG. Edits. Ocean basin and margin. N. York, Plenum. V1: 441-446.
ASHWORTH, J.R. & MC LELLAN, E.L (1985) - Textures. In: Ashworth, J.R. (ed.), Migmatites, Blackie & son LTd., Glasgow. p.180-203
BATCHELOR, R.A. and BOWDEN, P. (1985)- Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters,
Chemical Geology, vol.48, pp.43-55.
BATEMANN, R. (1984) – On the role of diapirirsm in the segregation, ascent and final emplacement of granitoid magmas.
Tectonophysics, 110: 211-231.
BEST, M. G. (1982) -. Igneous and Metamorphic PetrologyFreeman. San Francisco.
CAMPANHA, G.A.C. (1981) – O Lineamento de Além Paraíba na área de Três Rios (RJ). Rev. Bras. Geoc., 11(3):159-171.
CAVALCANTI, J.J.F. (1990) – Litogeoquímica do Gnaisse Facoidal na Região de Niterói-Maricá (RJ): Determinação de Cobre e Zinco
em Rocha na Biotita. Dissertação de Mestrado IQ/UFF. 90p.
CASTRO, A. (1987) – On granitoid emplacement and related structures. Review. Geol. Rundshau, 76: 101-124.
CHAPPELL, B.W. & WHITE, A.J.R. (1974) - Two Contrasting granite types. Pacific Geology, 8: 173-174.
CHAPPELL, B.W. & WHITE, A.J.R., & WYBORN, D. (1987) - The importance of residual source material (restite) in granite
petrogenesis. Journal of Petrology,28(6), 1111-1138.
COLEMAN, R. G., & PETERMAN, Z. E. (1975) - Oceanic plagiogranite. Journal of Geophysical Research, 80(8), 1099-1108.
COLEMAN, R. G., & DONATO, M. M. (1979) - Oceanic plagiogranite revisited.Trondhjemites, dacites, and related rocks. Elsevier,
Amsterdam, 149-167.
El BOUSEILY, A. M., & El SOKKARY, A. A. (1975) -. The relation between Rb, Ba and Sr in granitic rocks. Chemical Geology, 16(3),
207-219.
HARRIS, N.B.W.; PEARCE, J.A. & TINDLE, A.G. (1983) - Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. In: Royal Society
of London - Meeting of Collision Tectonic, London. p: 67-81.
HEILBRON, M.; CHRISPIM, S.J., ALVES, R.P. e SIMOES. L.S.A., (1982) - Geologia do Cabo dos Búzios (Estado do Rio de Janeiro). An.
Acad. Bras. Cienc. 54 (3): 553-562.
HEILBRON, M. (1995) - O segmento central da Faixa Ribeira: síntese geológica e ensaio e evolução geotectônica. Tese de Livre
Docência, Universidade do Estado do Rio de Janeiro, Faculdade de Geologia, 140 p.
HEILBRON, M.; VALERIANO, C.M.; VALLADARES, C.S. & MACHADO, N. (1995) - A orogênese Brasiliana no segmento central da
Faixa Ribeira, Brasil. Rev. Bras. Geoc. 25(4): 245-266.
HEILBRON, M.; TUPINAMBÁ, M.; ALMEIDA, J.C.H.; VALERIANO, C.M.; VALLADARES, C.S., & DUARTE, B.P. (1998) – New
constraints on the tectonic organization and structural styles related to the Brasiliano Collage of Central Segment of Ribeira Belt, SE,
Brazil. In: Int. Conf. Basem., Ouro Preto, Ext. Abstr. 15-17
.
HEILBRON M., MOHRIAK W., VALERIANO C.M., MILANI E., ALMEIDA J.C.H. & TUPINAMBÁ M. (2000) - From collision to extension:
the roots of the southeastern continental margin of Brazil. In: Talwani and Mohriak (Editors) Atlantic Rifts and Continental Margins,
354 p. America Geophysical Union, Geophysical Monograph Series, V 115:1-34.
HEILBRON, M., PEDROSA-SOARES, A.C., CAMPOS NETO, M.C., SILVA, L.C., TROUW, R.A.J., JANASI, V.A., (2004) - Província
Mantiqueira. In: Mantesso-Neto, V., Bartorelli, A., Carneiro, C.D.R., e Brito-Neves, B.B., eds, Livro Geologia do Continente SulAmericano: Evolução da obra de Fernando Flávio Marques de Almeida: São Paulo, Editora Beca, primeira edição, 647p.
HEILBRON, M. ; ALMEIDA, J. C. H.; TUPINAMBÁ, M. ; DUARTE, B.P.; VALLADARES, C. ; SCHMITT, R.; NOGUEIRA,
J.R.; VALERIANO, C.; RAGATKY, D.; SILVA, L.G.D.E.; PALERMO, N.; GERALDES, M. (2005) - The Ribeira Orogen:
Neoproterozoic/Cambrian Tectonic Evolution and Open Questions. In: III Simpósio sobre o Cráton de São Francisco, 2005, Salvador
- Bahia. Anais do III Simpósio sobre o Cráton de São Francisco. p. 231-234.
HEILBRON, M., VALERIANO, C. M., TASSINARI, C. C. G., ALMEIDA, J., TUPINAMBÁ, M., SIGA, O., & TROUW, R. (2008) - Correlation
of Neoproterozoic terranes between the Ribeira Belt, SE Brazil and its African counterpart: comparative tectonic evolution and
open questions. Geological Society, London, Special Publications, 294(1), 211-237.
HEILBRON, M. ; TUPINAMBÁ, M.; DUARTE, B.P.; NOGUEIRA, J.R.; VALLADARES, C.; ALMEIDA, J.C.H.; SILVA, L.G.D.E.; RAGATKI,
C.D.; VALERIANO, C.; GERALDES, M.; SCHMITT, R.- Faixa Ribeira Central e suas Conexôes com as Faixas Araçuaí e Ribeira Sul. In: XI
simpósio de geologia do sudeste, 2009, são pedro (SP). XI simpósio de geologia do sudeste, 2009. v. 1.
HEILBRON, M., & MACHADO, N. (2003) - Timing of terrane accretion in the Neoproterozoic–Eopaleozoic Ribeira orogen (SE
Brazil). Precambrian Research, 125(1), 87-112.
HEINRICH, E. W., & WELLS, R. G. (1980) - The diversity of rare-earth mineral deposits and their geological domains. In The Rare
earths in modern science and technology (pp. 511-516). Springer US.
HELMBOLD, P.; VALENÇA, J.G. e LEONARDOS Jr., O.H.- 1965- Mapa Geológico do Estado na Guanabara, escala 1:50.000. 3 Folhas.
Mme/DNPM.
HIBBARD, M. J. (1987) - Deformation of incompletely crystallized magma systems: granitic gneisses and their tectonic
implications. The Journal of Geology, 543-561.
HIPPERT, J.F.M. (1990) Contribuição à geologia e petrologia dos "augen" gnaisses de Niterói, RJ. São Paulo, 203p. (Dissertação de
Mestrado) Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo
HUGHES, C. J. (1982) - Igneous petrology, Elsevier Eds. Amsterdan 551p.
IRVINE, T. N. and BARAGER, W.R.A. (1971) - A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks,Canadian Journal
of Earth Sciences, vol.8, pp.523-548.
LA ROCHE, M.; LETERRIER, J. GRANDCLAUDE, P. & MARCHAL, M. (1980) - A classification of volcanic rocks using R1 R2 diagram
and major element analyses - its relationships with current nomenclature. Chemi. Geol., 29: 183-250.
LAMEGO, A.R. (1937) - Theoria do Protogneis. Bol. 86, Serv. Geol. Min., Brasil DNPM, Rio de Janeiro, p. 1-73.
LAMEGO, A. R. (1938) - Escarpas do Rio de Janeiro. Diretoria de Estatística da Produçao.
LAMEGO, A. R. (1948) - O homem e a Guanabara (Vol. 3). Serviço Gráfico do Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística.
LAMEGO, A. (1964) - O Homem e a Guanabara. Biblioteca Geográfica Brasileira. Publicação, (5).
LE MAITRE, R.W. (1989)- A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms,Blackwell, Oxford, 193 pp.
LEONARDOS Jr., O.H. 1973. The origin and alteration of granitic rocks in Brazil: a study ofmetamorphism, anatexis, weathering and
soil fertility within granitic terrain in eastern Brazil. Univ. Manchester, PhD thesis, p. 1-183.
LEONARDOS Jr., O.H. e FYFE, W.S. (1974) - Ultrametamorphism and melt of a continental margin: The Rio de Janeiro region, Brazil.
Contr. Miner.. Petrol., 40:201-214.
MACHADO, N., VALLADARES, C., HEILBRON, M., & VALERIANO, C. (1996). U- Pb geochronology of the central Ribeira belt (Brazil)
and implications for the evolution of the Brazilian Orogeny. Precambrian Research, 79(3), 347-361.
MACHADO, R. (1997) - Litogeoquímica e tectônica dos granitóides neoproterozóicos do Cinturão Paraíba do Sul no Estado do Rio
de Janeiro. Tese de Livre Docência. IG/USP. 215p.
MANIAR, P.D. & POCCOLI, P.M. (1989) - Tectonic discrimination of granitoids,Geological Society of America Bulletin, vol.101,
pp.635-643.
MANSUR, K. L., CARVALHO, I. S., DELPHIM, C. F. M., & BARROSO, E. V. (2008) - O gnaisse facoidal: a mais carioca das
rochas. Anuário do Instituto de Geociências, 31(2), 9-22.
MATTOS, F.S. (2007) – Caracterização Petrográfica e Geoquímica dos Litotipos Pré-colisionais ocorrentes no Morro do
Sandá, Rio de Janeiro, RJ. Monografia de Graduação. DG/UFRRJ.
MEHNERT, K.R. (1968) - Migmatites and the origin of granitic rocks. Elsevier, Amsterdam, pp 393
PAES LEME, A.B. (1910) – Estudo geológico de uma parte do Districto Federal. Typ. Pimenta de Mello, Rio de Janeiro.
Paes Leme (1930) – O Tectonismo da Serra do Mar. Na. Acad. Brás. Ci., 2 (3): 143-148.
PASSCHIER, C.W.; MYERS, J.S. & KRONER, A. (1993) - Geologia de Campo de Terrenos gnáissicos de alto grau. Trad. Mário
Figueiredo. EDUSP. S. Paulo. 188p.
PATERSON, S.R.; VERNON, R.H. & TINDLE, A.G. (1984) - A reviw of criteria for the identification of magmatic and tectonic foliation
in granitoids. J. Struct. Geol., 11: 349-363.
PEARCE, J.A.; HARIS, N.B.W. and A.G.TINDLE,A.G. (1984)- Trace Element discrimination diagrams for the tectonic Interpretation of
granitic rocks,Journal of Petrology, vol.25, pp.956-983.
PECCERILLO, A. & TAYLOR, S.R. (1976) - Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern
Turkey. Contrib. Mineral. Petrol., 58: 63-81.
PENHA, H. M., & WIEDEMANN, C. M. (1984) - Granitóides da região central do Estado do Rio de Janeiro. In CONGRESSO
BRASILEIRO DE GEOLOGIA(Vol. 33, pp. 5433-5456).
PENHA, H.M. (1984a) – Geologia do Maciço da Pedra Baranca, Rio de Janeiro, RJ. Anais da Academia Brasileira de Ciências 3: 355.
PIRES, F. R. M., VALENÇA J., RIBEIRO A. (1982) - Multistage generation of granite in Rio de Janeiro, Brazil. Anais da Academia
Brasileira de Ciências, 54(3): 563-574
PENHA, H.M., GUIMARÃES, A.M., ALMEIDA, F.O., PENHA, L.L. (2001) – Geologia do Granitóide Itacoatiara: Resultados
Preliminares. VII SIMPÓSIO DE GOLOGIA DO SUDESTE, RIO DE JANEIRO,
PITCHER, W.S. (1982) - Granite type and tectonic environment. In: Hsu, KJ. (Ed.) Moutain Building Processes. Acad. Press, London,
p: 19-40.
PITCHER, W. S., & BERGER, A. R. (1972) - The geology of Donegal: A study of granite emplacement and unroofing (p. 435). New
York: Wiley-Interscience.
PORTO Jr., R .& VALENTE, S. C. (1988) - As rochas granitóides do norte da Serra da Pedra Branca e suas relaões com as encaixantes
gnáissicas na região de Bangu, Rio de Janeiro, RJ. Anais do XXXV Congresso Brasileiro de Geologia, Belém 3: 1066-1079.
SCHMITT, R. S.; PIMENTEL, M. M.; VAN SCHUMS, W. R.; TROUW; R. A. J. & ARMSTRONG, R. A. (2003) - Marine sedimentation
related to the latest stages of Gondwana assembly in the Ribeira Belt: new U–Pb data. In IV South American Symposium on Isotope
Geology, Salvador, Short Papers (Vol. 1, pp. 294-297).
SCHMITT R.S., TROUW R.A.J., VAN SCHMUS W.R., PIMENTEL M.M. (2004) - Late amalgamation in the central part of West
Gondwana: New geochronological data and the characterization of a Cambrian collisional orogeny in the Ribeira Belt (SE Brazil).
Precambrian Research, 133:29-61.
SCHMITT, R. S.; GUERRA, J. V.; SKREPNEK, C. C.; STANTON, N., MOHRIAK, W., & TROUW, R. (2005) - Tectonic evolution of the
offshore islands of Cabo Frio Tectonic High, southeastern Brazilian continental margin - from Cambrian to Recent. SIMPÓSIO
NACIONAL DE ESTUDOS TECTÔNICOS, 10.
SHAND, S.F. (1927) - Eruptive rocks. 2 Ed. John Willey & Sons Publ. N. York. 372p.
SILVA, P. C. F DA & SILVA, R. R. (1987) - Mapeamento geológico estrutural da Serra da Carioca e adjacências, município do Rio de
Janeiro. In: Simpósio Regional de Geologia RJ-ES, 1, Rio de Janeiro, 1987, Anais...Rio de Janeiro, SBG.p.198-209.
STRECKEISEN, A. (1976) - To each plutonic rock its proper name. Earth Sci. Rev., 12: 1-33.
SUN, S.S. (1982) - Chemical composition and origin of the Earth's primitive mantle,Geochim. Cosmochim. Acta, vol.46, pp.179-192.
TUPINAMBÁ, M.; TEIXIERA, W.; HEILBRON, M. (2000) – Neoprpterozoic western Gondwana assembly and subduction-related
plutonism: the role of the Rio Negro Complex in the Ribeira Belt, southeastern Brazil. Revista Brasileira de Geociências, 30(1): 7-11.
TUPINAMBÁ, M.; HEILBRON, M.; DUARTE, B.P.; SILVA, L.G.E.; NOGUEIRA, J.R.; VALLADARES, C.S.; (2007) - Geologia da Faixa
Ribeira Stentrional: estado da arte e conexões com a Faixa Araçuaí. Geonomos 15 (1), 67-79.
TROUW, R.; HEILBRON, M.; RIBEIRO, A.; PACIULLO, F.; VALERIAN, C.; ALMEIDA, J.C.H.; TUPINAMBÁ, M. & ANDREIS, R. (2000) –
The Central Segmento f the Ribeira Belt. In: Tectonic Evolution of South America. Cap. 13 p:287-310.
VALENÇA, J.G. (1973) – Estado atual do conhecimento sobre a geologia do Estado da Guanabara. Rel. Int. IG/UFRJ. 8p.
VALERIANO, C.M. (coord.) (2012) - Nota Explicativa da Folha Baia de Guanabara 1:100.000. CPRM-UERJ. PRONAGEO. CD-ROM.
VALERIANO, C.M. & MAGALHÃES, A.C. (1983) – Geologia estrutural da área do Pão de Açúcar e adjacências, Rio de Janeiro, Brasil.
Anais da Academia Brasileira de Ciências, vol. 56(3): 295-301. (ISSN 0001-3765).
TROUW, R.A.J., HEILBRON, M., RIBEIRO, A., PACUILLO, F.V.P., VALERIANO, C.M., ALMEIDA, J.C.H., TUPINAMBÁ, M.,
ANDREIS, R.R. (2000) - The central segment of the Ribeira Belt. In: U.G. Cordani, E.J. Milani A. Thomaz Filho (eds.)
Tectonic Evolution of South America. Rio de Janeiro, p. 287-310
a.
WINKLER, H.G.F. (1977) - Petrogênese das rochas metamórficas. Editora Edgard Blucher, 4 Edição. 257p.
Anexos
#Descrição lâmina Q-07
A Lâmina da rocha é cristalina, hololeococrática (4% de máficos) e inequigranular seriada, variando
de fina a grossa. Essa possui textura granoblástica e a composição mineralógica da rocha é dada por:
minerais essenciais microclina, plagioclásio, quartzo, biotita e granada. Os minerais acessórios são: apatita,
titanita, zircão e muscovita; e os secundários são minerais opacos.
Os grãos de microclina apresentam geminação tartan, porém essa pode estar incipiente em alguns
casos. A primeira geração de microclina (Mic1) é constituída por grãos anédricos a subédricos que variam
de fino a médio, esses têm a preferência de ocorrerem em agregados. A geminação é evidente e o contato
entre os grãos é nítido. Ocorrem “bubbles” de quartzo e poucas inclusões de zircão.
A segunda geração de microclina (Mic2) é composta por grãos anédricos a subédricos que variam de
fino a médio. Esses contrastam dos grãos da Mic1 porque possuem maior granulação e a geminação é
incipiente, sugerindo, baseado na paragênese granada, biotita e opacos, que o metamorfismo está próximo
da faixa de transição ortoclásio-microclina. Os contatos com os grãos de plagioclásio apresentam bordas
reacionais, nesse caso o contato entre os grãos tende a ser côncavo em direção ao plagioclásio, o que
sugere um crescimento blástico. Também são encontradas “bubbles” de quartzo e mirmequitas nas bordas.
Os grãos de plagioclásio são divididos em quatro gerações. A primeira geração de plagioclásio (Plg1)
possui grãos anédricos e finos, porém ocorrem poucos subédricos e/ou médios. A cor é cinza escuro e a
geminação incipiente. Essa geração é a que possui os grãos mais saussuritizados e apresenta bordas
reacionais, principalmente com Mic2 e com Mic1.
A segunda geração de plagioclásio (Plg2) é constituída por grãos subédricos que variam de médio a
grosso. A geminação polissintética (lei da albita) apresenta o padrão de intercalação de gêmeos grossos e
gêmeos finos, assumido como efeito do metamorfismo. A relação de contato entre os grãos é nítida,
porém quando em contato com microclina essa tende a ser transicional. A cor prevalece a cinza clara e os
grãos estão levemente saussuritizados. Ocorrem inclusões de zircão e “bubbles” de quartzo.
A terceira geração de plagioclásio (Plg3) possui grãos subédricos, finos, sem geminação e com cor de
birrefringência variando de cinza clara a cinza escura. Associado a essa geração, em suas bordas e também
nos contatos plagiclásio-microclina, ocorre a quarta geração de plagioclásio (Plg4); que possui composição
mais albítica.
Os grãos de quartzo estão dispostos em três padrões distintos, sendo o primeiro composto por grãos
grossos com textura intergranular, que interagem assentuadamente com grãos de feldspato, apresentando
“embayement”. O segundo é caracterizado por grãos fino a médio de aspecto granular, límpidos, que
interagem com menor intensidade com os grãos de feldspato. O terceiro padrão é o que está distribuído
nas bubbles de quartzo.
Os grãos de biotita são subédricos e variam de fino a médio. Esses apresentam pleocroísmo e sua cor
natural varia desde o marrom claro, marrom escuro e verde (presença de Fe+3). Ocorrem em agregados
associados a grãos de granada. Podem estar inclusos em Plg2, quartzo e Mic2.
A muscovita presente está disposta em grãos finos e subédricos a anédricos. Ocorrem, na maioria
das vezes, como produto de alteração das Plg1 e Plg2 (saussuritização) associado a carbonato de
granulação muito fina ou como pseudomorfo da biotita.
A granada ocorre em um agregado de grãos subédricos médios a grossos associado, principalmente,
a biotita e opacos. Alguns desses grãos de biotita estão inclusos em grãos de granada e apresentam bordas
reacionais.
A rocha é um
#Descrição da Lâmina Q-10
A Lâmina da rocha é cristalina, hololeococrática (2% de máficos) e inequigranular seriada, variando
de fina a grossa. Essa possui textura granoblástica e a composição mineralógica da rocha é dada por:
minerais essenciais microclina, plagioclásio, quartzo, biotita; minerais acessórios: apatita, titanita, zircão,
clorita e muscovita; e os secundários são minerais opacos.
Os grãos de microclina (Mic1) são subédricos, e variam de médio a grosso. Esses são os que
apresentam maior granulação na rocha (megacristais) e possuem geminação Tartan incipiente a bem
definida. Essa geração é marcada por megacristais poiquiloblásticos, micropertiticos com albita e carbonato
preenchendo fraturas; alguma vezes possuem relictos de plagioclásio incluso nesses com bordas zonadas
constituídas de carbonato e plagioclásio de composição mais albítica (Plg4). Observaram-se inclusões de
grãos de feldspato, quartzo, biotita e zircão, assim como “bubbles” de quartzo. O contato com o demais
grãos é nítido, porém alguns apresentam “ebayement” com grãos de quartzo.
A segunda geração de microclina (Mic2) é composta por grãos subédricos a anédricos que variam de
fino a médio. A geminação é incipiente a pouco nítida e o contato com os grãos de plagioclásio é
transicional a zonados, porém de maior sutileza comparada à relação Mic1-plagioclásio. Seus grãos são
mais anédricos que da Mic1, possuem poucas inclusões (alguns relictos de grãos de plagioclásio) e também
apresenta “bubbles” de quartzo.
O plagioclásio presente na rocha pode ser dividido em quatro gerações, sendo a primeira (Plg1)
constituída por grãos que varia de fino a médio, subédricos a anédricos, com extinção ondulante e muito
saussuritizados, a ponto de não apresentarem geminação. Outra característica desses é apresentar as
bordas muito alteradas e o núcleo zonado. Esses foram substituídos por grãos de microclina, e em alguns
casos, apresenta as bordas zonadas por uma segunda geração de plagioclásio (Plg2) mais tardio, de
composição albítica.
A terceira geração de plagioclásio (Plg3) é formada por grãos subédricos, finos, geminados e, na
maioria, inclusos em grãos de microclina. A quarta (Plg4) é formada por grãos albíticos, associado a
quartzo, presentes nas mirmequitas que cortam os grãos da Mic1.
Os grãos de quartzo variam de fino a médio, são anédricos e possuem inclusões de zircão e biotita.
Esses possuem extinção ondulante e o contato entre os grãos é nítido, porém, em alguns casos apresenta
embayements e interfingering com grãos de k-feldspato.
Os grãos de biotita presentes são subédricos a euédricos e de granulação fina. Apresentam
pleoroísmo variando de marrom claro a escuro. Muitos desses estão sendo substituídos por clorita,
apresentando interfingering. A clorita é de coloração verde e também apresenta pleocroísmo, porém
variando entre verde claro e escuro. Esses grãos de biotita e clorita estão comumente associado a minerais
opacos e também estão sendo substituídos por grãos de muscovita, que possui granulação fina e são
subédricos.
Os minerais acessórios são zircão, titanita e apatita, que ocorrem pontualmente na lâmina, sendo de
granulação fina e, na maioria de habito, arredondado.
# Descrição Lâmina Q-11
A lâmina da rocha é cristalina, porfiroblástica e nematoblástica . A composição mineralógica da rocha
é dada por: plagioclásio, microclina, quartzo, biotita e muscovita. Os minerais acessórios são zircão e
apatita e os secundários são minerais opacos.
Os grãos de microclina estão dispostos em grãos de fino a médio, subédricos e com geminação
tartan. O contato entre os grãos é nítido, exceto em alguns casos quando a microclina está substituindo o
plagioclásio. Nesse caso pode ser transicional com bordas reacionais e ocorrerem poucos relictos de grãos
de plagioclásio.
O plagioclásio presente na rocha pode ser dividido em quatro gerações. A primeira (Plg1) é a mais
alterada (saussuritizada) e sem a geminação polissintética. Esses grãos variam de fino a médio, de
subédricos a anédricos e ocorrem em associação; apresentando contato transicional e bordas
saussuritizadas. Ocorrem nesses poucas inclusões de biotita (fina e subédricas a euédrica) e “bubbles” de
quartzo.
Os porfiroblastos plagioclásio (Plg2) são subédricos, de granulação grossa, possuem hábito colunar
planar e apresentam textura poquiloblástica. Esses grãos possuem geminação incipiente e o contato entre
os grãos é nítido. Ocorrem nesses, inclusões de grãos de microclina, de biotita, de quartzo, de zircão e,
muscovita e de opacos, relacionados à substituição da biotita.
A terceira geração de plagioclásio (Plg3) é composta por grãos subédricos que variam de fino a
médio. Esses estão geminados, a relação de contato entre os grãos é nítida (as vezes levemente
saussuritizadas) e ocorrem “bubbles” de quartzo. Alguns grãos de plagioclásio encontram-se totalmente
mirmequitizados, sugerindo uma quarta geração de grãos de plagioclásio (Plg4), de composição albítica e
disposta em intercrescimento com as lamelas de quartzo.
Os grãos de quartzo são anédricos a subédricos e variam de fino a médio. A extinção é variável,
sendo em poucos casos ondulante e na maioria com extinção total (grãos pouco deformados), sugerindo
que o metamorfismo ocorreu após o ápice da deformação. O contato entre os grãos é nítido e também
apresenta embayement. A segunda variedade está disposta em “bubbles” de quartzo e a terceira em
lamelas presentes nas mirmequitas.
Os grãos de biotita presentes dispõem-se em agregados (pequenas faixas) de grãos finos anédricos
a subédricos. Esses possuem hábito tabular planar, apresentam pleocroísmo e textura rugosa, onde estão
preservados os “bird eyes”. Esses grãos ocorrem associados à muscovita e a opacos principalmente, com
preferência de ocorrem paralelamente por serem minerais secundários provenientes da desestabilização
da biotita.
Os grãos de muscovita presentes variam de fino a médio, são subédricos, incolores (//) e com
relevo médio. Esse mineral, em parte é oriundo do processo de retrometamorfismo que a rocha foi
submetida, essa moda apresenta pseudomerfismo com a biotita e é constituída por grãos finos, associados
também a opacos; a outra é constituida por poucos grãos médios, subédricos que ocorrem isoladamente.
Os grãos de apatita e zircão ocorrem pontualmente sendo de granulação fina a muito fina e hábito
arredondado
# Descrição da Lâmina Q-12
A lâmina da rocha é cristalina, hololeucocrática (3% de máficos), inequigranular seriada variando de
fina a grossa e a textura é granoblástica. A composição mineralógica da rocha é dada por: minerais
essenciais; microclina, plagioclásio, quartzo e biotita. Os minerais acessórios são zircão e muscovita e os
secundários são os minerais opacos.
Os grãos de microclina presentes são divididos em duas gerações: a primeira (Mic1) é constituída por
grãos finos com geminação (tartan) bem definida. O contato entre os grãos é nítido e aparentemente essa
geração é proveniente (em parte ou totalmente) da substituição de grãos finos de plagioclásio. Isso é
evidenciado por bordas reacionais e a substituição dos grãos de plagioclásio através de bordas côncavas em
direção à esses.
A segunda geração de microclina (Mic2) é constituída por grãos médio a grosso, anédricos a
subédricos e micropertitícos, porém com a geminação menos representada que da Mic1. O processo de
formação desses grãos também é a substituição de grãos de plagioclásio, porém de granulação médio a
grosso e sugere ter ocorrido depois da Mic1; porque a geminação (tartan) não foi totalmente formada e
ocorrem relictos de grãos de plagioclásio mais frequentemente. Nessa segunda geração ocorrem inclusões
de quartzo, biotita e plagioclásio.
Os grãos de plagioclásio podem ser divididos em três gerações. A primeira é formada por grãos finos,
anédricos, saussuritizados, com geminação incipiente e muito alterados. A tendência é que esses grãos
estejam inclusos em grãos de microclina e com as bordas zonadas, micropertitícas e arredondadas. O
contato entre os grãos pode ser tanto nítido como transicional. Quando for transicional podem ocorrer
com bordas zonadas, saussurititzadas e/ou mirmequitizadas.
A segunda geração de plagioclásio (Plg2) é constituída por grãos médios presentes na matriz,
subédricos e com geminação polissintética (lei da albita). Esses grãos estão levemente saussuritizados,
possuem contato nítido entre os grãos e poucas inclusões de biotita euédrica e fina.
A terceira geração
de plagioclásio é de composição mais albítica e está relacionada a desestabilização das gerações Plg1 e
Plg2, disposta nas bordas dessas.
Os grãos de quartzo presentes são anédricos e variam de fino a médio, com hábito amebóide,
extinção levemente ondulante, ou seja, pouco deformado e poiquiloblástico, porque inclui todos os
minerais supracitados. Esse também apresenta embayemente quando o contato é com grãos de microclina
Os grãos de biotita são finos, subédricos a euédricos e com hábito tabular planar. Estão comumente
associados à muscovita e a opacos e apresentam bird eyes, podendo estar inclusos em microclina e
quartzo. A muscovita presente está comumente relacionada a desestabilização da biotita e do plagioclásio,
comumente ocorrendo como pseudomorfo daquele associado a opacos e como produto de
desestabilização desse junto com carbonato. Pontualmente ocorrem grãos finos dos minerais zircão e
apatita
# Descrição da Lâmina Q-14
A lâmina da rocha é cristalina, nematoblástica, porfiroblástica, pouiquiloblástica e hololeucocrática
(4% de máficos). Os grãos são subédricos a anédricos e inequigranular seriada variando de fino a grosso. A
composição mineralógica da rocha é dada por: minerais essenciais microclina, plagioclásio, quartzo e
biotita; minerais acessórios: muscovita e zircão e minerais opacos (secundários).
Os grãos de microclina são divididos em duas gerações, a primeira é constituída por grãos subédrcios
a anédricos, que varia de fino a médio. A geminação polissintética da lei da albita é bem definida, e o
contato entre os grãos é nítido na maioria dos casos; exceto quando esses contatos ocorrem com grãos de
plagioclásio. Nesse caso o contato entre os grãos podem estar zonados, formando albita e/ou carbonato.
Nesses grãos ocorrem inclusões de grãos de plagioclásio e biotita, e também bubbles de quartzo.
A segunda geração de microclina é constituída por porfiroblastos, nesse caso a geminação pode estar
bem definida ou ser micropertítica. Esses grãos apresentam texturas de substituição, como relictos de
grãos de plagioclásio e contatos transicionais com esses, sugerindo um porcesso de microclinitazação que a
rocha foi submetida. Ocorrem inclusões de biotita, plagioclásio, muscovita e opacos; assim como bubbles
de quartzo. Outra textura reconhecida é de intercrescimento (interfingering e embayemente) relacionado
com grãos de quartzo.
Os grãos de plagioclásio presentes na lâmina podem ser divididos em três gerações, a primeira (Plg1)
é constituída por grãos finos, anédricos (tendendo a ter contornos arredondados), saussuritizados e sem
geminação aparente. Esses grãos estão inclusos em grãos de microclina e quartzo, ou tendem a possuir
contatos transicionais com esses grãos de k-feldspato. Nesses casos podem ocorrer bordas zonadas
formadas por grãos de plagioclásio albítico (Plg2).
A terceira geração (Plg3) é constituída por grãos subédricos a anédricos, de hábito colunar planar e
que variam de fino a médio. A geminação polissintética da lei da albita é aparente e o contato entre os
grãos é nítido, exceto em alguns casos esses contatos com o grãos de plagioclásio estão zonados
(apresentando o Plg2), saussuritizados ou mirmequitizados. Ocorrem inclusões de poucos grãos de biotita
fina e euédrica e também bubbles de quartzo.
#Descrição da lâmina RS-06
A lâmina RS-06 corresponde a uma rocha hololeucocrática (1% de máficos), sua granulometria varia
de média a grossa e apresenta textura granoblástica. A composição mineralógica da rocha é dada por:
microclina, plagioclásio, quartzo e biotita. Os minerais acessórios são epidoto, muscovita, zircão e apatita e
os secundários são minerais opacos.
Os grãos de microclina são subédricos, variam de fino a grosso e podem ser divididos em duas
gerações. A primeira é formada por grãos de médio a grosso, com geminação tartan e carlsbad bem
definida. Esses são os megacristais da rocha, que por vezes são micropertitícos e com fraturas preenchidas
por carbonato. Ocorrem poucas inclusões de quartzo e o que podem ser relictos de grãos alterados de
plagioclásio. A segunda é formada por grãos de fino a médio, com geminação incipiente e interagem de
forma significativa com grãos de plagioclásio, os substituindo.
Os grãos de plagioclásio podem ser divididos em duas gerações, sendo a primeira formada por grãos
anédricos a subédricos, finos a médios e estão completamente alterados, substituídos por carbonato,
quartzo e material albítico. A segunda ocorre em grãos subédricos, médios, porém com geminação
polissintética da lei da albita aparente e interagem menos com os k-feldspatos.
O quartzo presente na rocha está disposto em grãos de médio a grosso, anédricos e apresentam
embainhamento nos seus contornos. Esses grãos se encontram límpidos e isentos de deformação, com leve
extinção ondulante; também são observadas inclusões de plagioclásio e microclina.
A biotita e muscovita presentes na rocha são de granulação fina e de ocorrência pontual, comumente
próximos a grãos de plagioclásio muito alterado, associados à clorita e opaco. O epidoto tem sua forma
arredondada, é de granulação fina e também parece ser produto de alteração desses feldspatos
juntamento com carbonato. Seus grãos são pleocróicos variando de amarelo esverdeado a branco e
possuem alta cor de birrefringência. Também observam-se grãos de zircão anédrico a subédricos.