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 re- equilíbrio 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
38 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 tardi- orogênicos. 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 tardi- orogênicos);
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.
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 Sul- Americano: 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.
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
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