Petroquímica das Rochas da Serra da Misericórdia, Rio de Janeiro, RJ

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1 UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO INSTITUTO DE AGRONOMIA DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS Trabalho de Graduação Petroquímica das Rochas da Serra da Misericórdia, Rio de Janeiro, RJ Aluna Amanda da Cruz Santos Vieira Orientador Prof. Dr. Rubem Porto Junior (DG/IA/UFRuralRJ) Dezembro de 2015

2 1 VIEIRA, AMANDA Petroquímica das rochas da Serra da Misericórdia, Rio de Janeiro, RJ Curso de Geologia / Departamento de Geociências Instituto de Agronomia / Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro UFRRJ [Seropédica] Ano 2015 Monografia Trabalho de Graduação

3 AGRADECIMENTOS Em primeiro lugar, agradeço a Deus pela oportunidade da vida e por ter me permitido chegar até aqui. Agradeço aos meus pais Ivana e Luiz por todo apoio, cuidado comigo e amor incondicional em todos os momentos da minha vida. Por tudo que abdicaram por minha causa e por todas as noites mal dormidas por causa de trabalhos, provas, doenças, dores. Nada nesse mundo é capaz de expressar meu amor por vocês. Que Deus dê muita saúde para poderem continuar do meu lado por muito tempo. Aos meus avós Heldio, Maria Natividade, Nildo e Eliete por serem a parte doce da minha vida. Obrigada pelo colo e pelos agrados de uma vida toda. A saudade de vocês é grande. E `a minha família, pelo apoio sempre. Ao professor Rubem Porto Jr pela orientação neste trabalho de graduação e por todas as histórias, momentos de aula e ensinamentos nesses 6 anos de Rural. `As amigas do Colégio Militar Mariana, Thamires e Gabriela por estarem presentes desde 2004 mostrando que amizades podem durar sim uma vida inteira. `As amigas de república e agregadas Thainá, Suzane, Larissa, Simone e Anna Carolina por terem tornado meu primeiro ano de Rural o melhor que poderia ser. `As amigas do time de handebol Karen, Amanda, Isabela e Karina pelos treinos, viagens, brincadeiras e maluquices. Sem dúvidas vocês me ajudaram a aproveitar a vida universitária da melhor forma. `A turma da geologia de 2010 pelos momentos compartilhados, vésperas de provas e trabalhos, campos e por todas as horas juntos. Eu não poderia ter caído em turma melhor. Em especial, as meninas da geo2010, pois, mesmo com todas as diferenças, só ajudaram a cultivar essa bonita amizade e a mantê-la forte. Aos amigos do intercâmbio, por terem feito parte de uma fase muito importante da minha vida e que se mantiveram por perto, mesmo com a distância física. Obrigada por mostrarem que amizade supera distâncias e em como nosso país é maravilhoso. Aos amigos da Rural, em especial: Nathalia e Amanda Rodrigues que sempre que podem se fazem presentes, independente da correria do dia a dia. E, por fim, aos amigos da Casa Pai Joaquim, por terem se tornado um pilar na minha vida e uma segunda família nessa reta final. Sou grata por todos os ensinamentos passados e pela confiança depositada.

4 RESUMO O Estado do Rio de Janeiro é fortemente caracterizado pela Faixa Ribeira, rochas de idades relacionadas ao Ciclo Brasiliano e que margeam o Cráton São Francisco, constituindo-se essencialmente de rochas metamorfizadas em alto grau (ortognaisses e rochas metassedimentares), dobradas no Proterozóico Superior, separadas umas das outras por porções de rochas mais antigas retrabalhadas no Ciclo Brasiliano e que corresponderiam a maciços medianos (Hasui et al 1975). Inserida nessa Geologia encontra-se a Serra da Misericórdia, constituída de três diferentes tipos de Granito: Utinga, Favela e Rosa e um tipo de rocha gnaissicatonalítica como rocha encaixante. Devido a diversidade de rochas graníticas no Maciço da Serra da Misericórdia, este trabalho visou especificamente fazer a análise petroquímica, de dados já disponibilizados na literatura, dessas rochas para identificar se há alguma cogeneticidade entre elas.

5 ÍNDICE GERAL Agradecimentos Resumo Índice Geral Índice Figuras Índice de Tabelas CAPÍTULO 1. Introdução Caracterização da Temática e Justificativa do Estudo Objetivos da Pesquisa Localização da Área de Estudo e Acessos Vias de Acesso Clima, Relevo e Vegetação Metodologia do Trabalho Nomenclatura e Classificações utilizadas 5 CAPÍTULO 2. Revisão Bibliográfica sobre a Faixa Ribeira Contexto Geológico Regional O Setor Central da Faixa Ribeira O Magmatismo Granítico na Faixa Ribeira 14 CAPÍTULO 3: Geologia da Serra da Misericórdia Estágio Atual do Conhecimento Geológico da Serra da Misericórdia Aspectos da Geologia de Campo Aspectos de Campo e Petrográficos Aspectos da Petrografia 19 CAPÍTULO 4: Análise Petroquímica das Rochas Estudadas Introdução Análise Geoquímica dos Elementos Maiores, Menores e Traços Geoquímica dos Elementos Terras Raras 38 CAPÍTULO 5: Sumário de Conclusões 43 CAPÍTULO 6: Referências Bibliográficas 45

6 Índice de Figuras Figura Legenda Página Figura 1 Acesso ao local a partir do Shopping Nova América 2 Figura 2 Diagrama QAP de Streckeisen para as rochas plutônicas 6 Figura 3 Cinturão Móvel Ribeira 10 Figura 4 Compartimentação da Faixa Ribeira em seus quatro terrenos 12 Figura 5 Aspecto de campo do tonalito 21 Figura 6 Aspecto de campo do Granito Utinga 21 Figura 7 Aspecto de campo do Granito Utinga nebulítico 21 Figura 8 Aspecto de Campo do Granito Favela Equigranular 22 Figura 9 Aspecto de Campo do Granito Favela Porfirítico 22 Figura 10 Diagrama TAS das Amostras Analisadas 33 Figura 11 Índice de Alcalinidade de Shand 33 Figura 12 Diagrama AFM 34 Figura 13 Diagrama de Peacock 34 Figura 14 Classificação de rochas ácidas segundo Le Maître 34 Figura 15a Diagramas tipo Harker para Elementos Maiores 35 Figura 15b Diagramas tipo Harker para Elementos Traços 36 Figura 16 Diagrama tectônico Nb x Y 37 Figura 17 Diagrama tectônico Rb x Nb + Y 37 Figura 18 Padrão de Distribuição para os Elementos Terras Raras 41 Figura 19 Padrão de Distribuição para os Elementos Terras Raras no diorito-tonalito 42 Figura 20 Padrão de Distribuição para os Elementos Terras Raras no Granito Utinga 42 Figura 21 Padrão de Distribuição para os Elementos Terras Raras no Granito Favela 42 Figura 22 Padrão de Distribuição para os Elementos Terras Raras no Granito Rosa 42

7 Indice de Tabelas Tabela Legenda Página Tabela 1 Limites de detecção de análises por ICP/MS 5 Tabela 2 Classificação do tamanho dos grãos das rochas ígneas 6 Tabela 3 Classificação com base no % de minerais félsicos 8 Tabela 4 Resumo dos corpos granitóides e sua relação tectônica 16 Tabela 5 Relação Número da Amostra x Tipo de Rocha 23 Tabela 6a Composição Química para as Amostras: Elementos Maiores 24 Tabela 6b Composição Química para as Amostras: Elementos Menores 25 Tabela 7 Níveis de Significância 28 Tabela 8 Composição Química para as Amostras: Elementos Terras Raras 40

8 CAPÍTULO 1 INTRODUÇÃO CARACTERIZAÇÃO DA TEMÁTICA E JUSTIFICATIVA DO ESTUDO O trabalho aqui apresentado pretende ampliar os conhecimentos relativos às rochas da série granítica ocorrentes na Serra da Misericórdia (Município do Rio de Janeiro). Esse trabalho será correspondente a uma reinterpretação de dados geoquímicos já disponíveis na literatura que, unidos a novos dados obtidos, permitem que a petroquímica dessas rochas seja reinterpretada e ajustada aos conceitos vigentes para a geologia da cidade do Rio de Janeiro, principalmente no que se refere ao estudo do magmatismo ocorrente. 1.2 OBJETIVOS DA PESQUISA Este trabalho de graduação tem como finalidade a caracterização petrogeoquímica de amostras de rochas granitóides coletadas na região da Serra da Misericórdia, NE do município do Rio de Janeiro, mais precisamente no bairro de Inhaúma. O estudo visa identificar e analisar do ponto de vista da caracterização geoquímica, as quatro diferentes manifestações magmáticas ali encontradas: Diorito/Tonalito e Granitos Utinga,Favela e Rosa. 1.3 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO E ACESSOS A Serra da Misericórdia corresponde a um pequeno maciço rochoso ocorrente na área dos subúrbios da Leopoldina. O maciço ocorre, portanto, nos limites da cidade do Rio de Janeiro, abrangendo os bairros de Engenho da Rainha, Inhaúma, Ramos, Bonsucesso, Penha, Vila Kosmos, Vicente de Carvalho e Olaria. O Maciço tem disposição alongada na direção NE-SW com diferença de cotas de até 190 metros e declividade média de 29% sendo mais intensa em alguns pontos localizados onde pode chegar a 45%. Apresenta solo raso, pouco desenvolvido na quase totalidade da área. As rochas formadoras mostram-se fraturadas o que dificulta o acúmulo e distribuição de água nas bacias hidrográficas instaladas. De forma geral, o Maciço apresenta áreas desmatadas com vegetação predominantemente de gramíneas. 1

9 Vias de Acesso Atualmente, a principal via de acesso a área se faz através da Empresa de Mineração La Farge e se dá pela Praça São Pedro no bairro de Engenho da Rainha, município do Rio de Janeiro. O acesso à área pode ser feito da seguinte forma:partindo-se do Shopping Nova América, via Av. Pastor Martin Luther King segue-se até a esquina com a Rua Francisco Siqueira, cruza-se, então, a Rua Carmen Cinira, entra-se na Rua Augusto e Souza e ne la segue-se até chegar à Praça Professor São Paulo onde se localiza um dos portões de acesso à mineradora (Figura 1). Figura 1: Acesso ao local a partir do Shopping Nova América. 2

10 Clima, Relevo e Vegetação O clima na região, segundo a classificação de Koppem é do tipo quente e úmido (Am), com temperaturas médias anuais entre 23 e 25 0 C, sendo, entretanto, comum temperaturas de até 42 0 C no verão e de 12 0 C durante as noites de inverno. A Serra apresenta caracteristicamente invernos secos e verões chuvosos. No período chuvoso, o volume de precipitação pode facilmente chegar a 1500/2000 mm. A cobertura vegetal original era do tipo floresta perenifólia costeira, já removida em 98% da área, sendo substituída por gramíneas e capim colonial e pequenos arbustos. A ocupação é intensiva nos limites do sopé da Serra METODOLOGIA DE TRABALHO O trabalho realizado para a concretização da pesquisa, empregou a metodologia tradicional aplicável a trabalhos deste tipo que envolvem identificação das rochas, análise petrográfica e ánalise geoquímica. Esta rotina foi desenvolvida a partir das seguintes etapas: Etapa 1:Envolveu o levantamento bibliográfico pertinente ao tema e a área de estudo, com revisão de trabalhos concernentes às rochas estudadas. Etapa 2: Esta etapa revisou as análises petrográfica e geoquímica das rochas que já haviam sido coletadas anteriormente, ou seja, não houve trabalho de campo nem novo trabalho petrográfico associado a essa pesquisa. Etapa 3: Esta etapa envolveu as atividades em laboratório. Aqui foi desenvolvida a revisão da análise petrográfica e a re-interpretação dos dados geoquímicos. As análises para caracterização geoquímica dos litotipos foram realizadas por contratação nos laboratórios da ACTLABS (Actvation Laboratories), no Canadá. O volume total de amostras analisadas foi de 22 sendo que 15 em uma etapa inicial e outras 7 numa etapa posterior. Todas as amostras contam com dados para elementos maiores, menores e traços, incluindo os elementos terras raras. Nesse total incluem-se os dados gerados pelo orientador quando da realização de sua Dissertação de Mestrado (15 amostras) e aqui reutilizados, e as novas análises produzidas em um só lote nos laboratórios da ACTLABS (Activation Laboratories) no Canadá no primeiro semestre de 2012 (7 amostras). As amostras analisadas no Canadá pela ACTLABS foram submetidas as seguintes técnicas de detecção: 3

11 a) elementos maiores, Ba, Sr, Y, Zr, Sc, Be e V por ICP/AES (Inductively Coupled Plasma - Atomic Emission Spectrometry); e b) todos os demais elementos traços incluindo as terras raras por ICP/MS (Inductively Coupled Plasma - Mass Spectrometry). No primeiro caso, ICP/AES, a amostra é dissolvida pela utilização de ácidos puros ou misturada por fusões, com emprego de agentes fundentes. A solução obtida é então introduzida em um plasma excitado a cerca de 8000 o K. Cada elemento produz um espectro característico cuja intensidade das linhas espectrais é proporcional à quantidade do elemento presente na fusão. No segundo caso, ICP/MS, agrega-se o material em chamas pela técnica padrão do ICP a um espectrômetro de massa para medir a massa do elemento. Os limites de detecção dos métodos empregados são apresentados na Tabela 1. Etapa 4: esta etapa corresponde aos trabalhos realizados para a finalização da pesquisa. Envolveu a análise dos dados anteriormente levantados para elementos maiores, menores e ETRs, manuseio de equipamentos de informática (software e hardware) e a produção da monografia. Para isto, os dados foram interpretados por programas computacionais NEWPET e EXCEL. A partir deles, foram criados diagramas, gráficos analíticos e tabelas para caracterizar as características geoquímicas das rochas estudadas. 4

12 Tabela 1: Limites de detecção de análises por ICP/MS Elemento Limite (ppm) Elemento Limite (ppm) Elemento Limite (ppm) Ag 0.5 Ni 10 La 0.1 As 5 Pb 5 Ce 0.1 Ba 1 Rb 0.5 Nd 0.1 Bi 0.2 Sb 0.1 Sm 0.1 Co 0.5 Zr 0.5 Eu 0.05 Cr 10 Sr 0.1 Gd 0.1 Cs 0.5 Ta 0.05 Tb 0.1 Cu 10 Th 0.1 Dy 0.1 Ga 1 Tl 0.1 Ho 0.1 Ge 1 U 0.1 Er 0.1 Hf 0.2 V 5 Tm 0.05 In 0.2 W 0.5 Yb 0.1 Nb 1 Y 1 Lu 0.04 Obs: Para os elementos maiores e para perda ao fogo o limite de detecção é de 0.01% NOMENCLATURA E CLASSIFICAÇÕES ADOTADAS A escolha da denominação a ser utilizada para as rochas estudadas, baseou-se nas premissas sugeridas pelo trabalho de Streckeisen (1976) para a classificação de rochas da série granítica (Figura 2). Para a classificação de granulação das rochas graníticas, fez-se uso dos intervalos sugeridos por Williams et al. (1970), os quais foram reproduzidos na Tabela 2. 5

13 Tabela 2 - Classificação do tamanho dos grãos das rochas ígneas (Williams et al., 1970). GRANULAÇÃO Muito grossa Grossa Média Fina TAMANHO DOS GRÃOS >3 cm 5 mm a 3 cm 1 a5 mm <1 mm Q a 3b A Figura 2- Diagrama QAP de Streckeisen (1976) para as rochas plutônicas. 1 - Granitóide rico em quartzo. 2 - Álcali-feldspato granito. 3a Sienogranito. 3b Monzogranito. 4 Granodiorito. 5 Tonalito/trondhjemito. 6 - Álcali-feldspato quartzo sienito. 7 Quartzo sienito. 8 Quartzo monzonito. 9 Quartzo monzodiorito/quartzo monzogabro. 10 Quartzo diorito/quartzo gabro. 11 Álcali feldspato sienito. 12 Sienito. 13 Monzonito. 14 Monzodiorito/monzogabro. 15 Diorito/gabro. Quanto ao grau de desenvolvimento de faces cristalinas nos grãos, foram adotadas as denominações utilizadas por Williams et al. (1970): o termo idiomórfico ou euédrico refere-se a um 5 P 6

14 grão limitado por faces cristalinas bem definidas; hipidiomórfico ou subédrico, para aqueles parcialmente limitados por faces cristalinas bem definidas; e xenomórfico ou anédrico a um grão de forma irregular que não apresenta faces cristalinas bem definidas. Lacroix (1890 in Didier 1973) propôs o termo enclave para descrever diversos tipos de fragmentos litológicos que podem ser encontrados em rochas ígneas. Posteriormente, foi sugerida a subdivisão dos enclaves de acordo com sua natureza e características. > Resumo dos termos e conceitos utilizados: # Grau de cristalinidade - este critério foi subdividido para a utilização adequada para os litotipos metamórficos e magmáticos, seguindo nesta ordem: idioblástico, hipidioblástico e xenoblástico para os litotipos metamórficos e idiomórfico, hipidiomórfico e xenomórfico para os litotipos magmáticos inequivocamente desprovidos dos efeitos modificadores do metamorfismo. # 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) granoblástica e granoporfiroblástica para os litotipos metamórficos e textura(s) eqüigranular, inequigranular, aplítica e pegmatítica para os tipos magmáticos. #Porfiroclastos - compreendem grãos minerais (fenocristais ou porfiroblastos), que sofreram modificações de suas formas originais, por efeitos da deformação ou metamorfismo. # Texturas reacionais - correspondem `aquelas (magmáticas ou metamórficas) originadas por condições de desestabilização cristal x líquido e cristal x cristal. # Seqüência 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). 7

15 # Classificação petrográfica - os valores modais para tipos tidos como ortoderivados, foram plotados em diagrama QAP, seguindo os padrões internacionais estabelecidos por Streckeisen (1976). Os tipos tidos como paraderivados, foram plotados em diagrama triangular do tipo FKQMi segundo Winkler(1979). # Índice de cor - baseado no volume de minerais máficos presentes, foram utilizados os termos apresentados na tabela 3. Tabela 3 - Classificação com base no % de minerais félsicos. (0-5%) hololeucocrático (5-30%) leucocrático (30-50%) mesocrático (50-95%) melanocrático (>95%) hipermelanocrático >Para a caracterização e análises geométrico-estruturais, foram utilizados os seguintes termos: # Estruturas e/ou texturas primárias - estes termos, foram utilizados com referência `as estruturas e/ou texturas a partir de fluxo magmático nos litotipos magmáticos desprovidos das modificações impostas pelo metamorfismo e a relitos estruturais e/ou texturais, preservados nos domínios de baixo strain nos litotipos metamórficos para e ortoderivados. # Estruturas secundárias- refere-se àquelas estruturas planares e/ou lineares: foliação tectônica, bandamento tectônico, dentre outras, eminentemente geradas por efeitos da deformação e metamorfismo. # Fluxo magmático - refere-se ao deslocamento de um fundido, com conseqüente rotação de corpos cristalinos rígidos, sem a interferência entre cristais para que pudessem causar deformação plástica (estágio com comportamento semelhante a suspensão), Patterson et al (1989). 8

16 CAPÍTULO 2 REVISÃO BIBLIOGRÁFICA 2.1 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL A área estudada está situada na porção central do Município do Rio de Janeiro. Está inserida no Segmento Central da Faixa Ribeira, equivalente, em parte, ao Cinturão Móvel Ribeira (Almeida et al., 1973) ou a porção central da Província Mantiqueira (Hasui & Oliveira, 1884) (Figura 3). Uma gama variada de estudos foi realizada ao longo das três últimas décadas na tentativa de se elucidar o entendimento da evolução tectono-estrutural, metamórfica e petrológica destas rochas. Apesar da proposição de diferentes modelos tectônicos para a Faixa Ribeira, é reconhecido os modelos baseados em processos de evolução tectono-transpressivos, com grande importância às zonas de cisalhamento dúctil, no mecanismo de convergência crustal, em detrimento do encurtamento causado por empurrões (Heilbron et al., 1995). A Faixa Móvel Ribeira, de idade neoproterozóica a eopaleozóica, compreende um complexo sistema de dobramentos e empurrões, gerados junto à borda sul-sudeste do Cráton do São Francisco, e mostra uma extensão de cerca de Km ao longo da costa atlântica brasileira. Pesquisas sistemáticas nesta região têm demonstrado que a estruturação geral deste grande compartimento tectônico encontra-se intimamente relacionada a uma etapa inicial de encurtamento crustal com vergência para NNW, acompanhada de grandes dobramentos em escala regional. Finalmente, uma nova compressão E-W gerou zonas de cisalhamento transpressionais subverticais, de orientação NE-SW e sentido de movimentação dextral (Heilbron et al., 1995). O conjunto foi submetido a ocorrência de duas etapas metamórficas (M 1 e M 2), contemporâneas à deformação principal e às fases de deformação tardias, respectivamente (Heilbron et al., 1989, Campos Neto & Figueiredo 1992). Heilbron (1995), com base em mapeamento geológico sistemático, aliado aos estudos do metamorfismo e das rochas granitóides, propõe uma evolução tecno-metamórfica em que a convergência crustal do setor central da Faixa Ribeira se deu principalmente por empurrões dúcteis e dobras da fase de deformação principal D1+D2, com convergência oblíqua dúctil e deformação distributiva associada aos estágios mais tardios desta Fase. Uma terceira fase de deformação D3, tardi a pós-auge metamórfico, foi responsável pela perturbação da compartimentação tectônica pré-estabelecida, através de megadobramento, destacando-se a Megasinforma do rio Rio Paraíba do Sul e a Megantiforme do Rio de Janeiro, associadas a zonas de cisalhamentos transpressivas (Heilbron, 1995). 9

17 FIGURA 3 10

18 Heilbron et al., (1995) propõem um quadro evolutivo para a Orogênse Brasiliana no Segmento Central da Faixa Ribeira, baseado na interpretação de novos dados geocronológicos e na relação temporal entre magmatismo, deformação e metamorfismo. Foram definidos quatro Domínios Tectônicos: 1) embasamento pré 1,8 Ga, compreendido por rochas formadas e/ou retrabalhadas no Evento Transamazônico; 2) ortognaisses indivisos sem dados cronológicos e assumidos como integrantes do embasamento; 3) cobertura metassedimentar pós 1,8 Ga; e rochas granitóides brasilianas. Heilbron et al., (1998b) definem, para o segmento central da Faixa Ribeira, dois diferentes terrenos: a) Terreno Ocidental, referente a margem retrabalhada do Cráton do São Francisco, sendo compreendido pelas unidades litotectônicas Andrelândia, Juiz de Fora e paraíba do Sul e b)terreno Oriental, composto pelo Complexo Costeiro (ou microplaca Serra do Mar) com blocos cratônicos e microplacas, possivelmente associadas, Complexo Rio Negro (Tupinambá et al. 1996) de granitóides pré-colisionais gerados em um arco magmático entre Ma (Tupinambá et al., 1998a e b), e as rochas Bloco de Cabo Frio (Fonseca, 1999). Estes terrenos estariam limitados por uma zona de cisalhamento de direção NE/SW (Limite Tectônico Central), com moderados valores de mergulho para NW O SETOR CENTRAL DA FAIXA RIBEIRA Devido à complexidade da evolução litológica e tectono-metamórfica do Segmento Central da Faixa Ribeira, diversas propostas de compartimentação tectônica têm sido sugeridas. Heilbron et al. (2000) definiram a compartimentação da faixa em quatro diferentes terrenos, denominados, de NW para SE, Terreno Ocidental, Klippe Paraíba do Sul, Terreno Oriental e Terreno Cabo Frio (Figura 4). Os diferentes terrenos são separados por importantes descontinuidades estruturais, reconhecidas como zonas de cisalhamento dúcteis, de baixo a alto ângulo, com componentes de movimentação inversa e destral (Heilbron et al., 2000). O Terreno Ocidental representa a margem retrabalhada do Cráton do São Francisco, sendo sua organização tectônica composta por duas escamas de empurrão (Domínios Andrelândia e Juiz de Fora) imbricadas em direção ao Domínio Autóctone que bordeja a região cratônica. Junto aos empurrões observa-se a presença de zonas miloníticas, onde ocorre interdigitação tectônica entre rochas de diferentes unidades e/ou domínios. O Domínio Juiz de Fora pode ser reconhecido como um duplex crustal, resultante da colisão entre os terrenos Oriental e Ocidental (Heilbron et al., 2000).Observando a repetição de litologias e padrões estruturais, notou-se que uma grande estrutura conectava ambos os lados, sendo chamada de Megasinforma do Rio Paraíba do Sul. 11

19 FIGURA 4 12

20 A Klippe Paraíba do Sul representa a porção estruturalmente superior deste segmento da Faixa Ribeira, constituindo-se de uma escama de empurrão que ocupa a zona de charneira de uma grande estrutura denominada Megasinformal do Paraíba do Sul (Heilbron et al. 1995). A formação desta estrutura encontra-se associada às fases de deformação tardias que dobram, portanto, os empurrões gerados durante a fase de deformação principal (Heilbron et al., 1995). Neste terreno encontra-se ainda uma importante zona de cisalhamento de componente de movimentação destral que a literatura especializada consagrou como Zona de Cisalhamento do Paraíba do Sul (Heilbron et al. 1995; 1998). Próximo a esta estrutura encontram-se grandes faixas de milonitos e L-tectonitos, resultantes do intenso estiramento e recristalização a que foram submetidas as rochas desta região (Heilbron et al., 1995). O Terreno Oriental, com base em dados estruturais e de datação geocronológica, pode ser subdividido em três domínios tectônicos: o Domínio Cambuci, o Domínio Costeiro e a Klippe Italva. As principais associações litológicas são gnaisses de facies Anfibolito a Granulito intercalados com mármores, quartzitos e rochas calcissilicática intrudidas por rochas granitóides isotrópicas e anisotrópicas, todas de idade Neoprotorozóica ou mais jovens. O Domínio Cambuci representa a escama de empurrão basal do Terreno Oriental na porção norte do Estado do Rio de Janeiro. O Domínio Costeiro, onde encontra-se instalado o arco magmático da Faixa Ribeira (Arco Magmático Rio Negro)Tupinambá et al.,(1998) encontra-se estruturalmente por baixo do Domínio Cambuci e do Terreno Ocidental nos setores central e sul do Estado do Rio de Janeiro. A Italva representa a escama superior do Terreno Oriental e cavalga o Domínio Costeiro (Heilbron & Machado, 2003). O contato entre os terrenos Oriental e Ocidental se dá através de uma importante zona de cisalhamento que se estende por mais de 200 km, desde a costa do Estado de São Paulo, até a Serra dos Órgãos, no Estado do Rio de Janeiro. Esta estrutura apresenta mergulhos para NW e componente de movimentação inversa, tendo sido denominada por Almeida et al. (1998) de Central Tectonic Boundary (CTB). A formação do CTB provavelmente encontra-se associada aos estágios finais da convergência brasiliana, tendo resultado da colisão entre os terrenos Oriental e Ocidental (Heilbron et al., 2000). O Terreno Cabo Frio ocupa uma pequena porção da região costeira do Estado do Rio de Janeiro, constituindo uma área com estruturação e litologia próprias, muitas vezes de características contrastantes àquelas encontradas no restante da Faixa Ribeira. Dados estruturais e geocronológicos indicam que a amalgamação deste terreno ao restante da Faixa Ribeira foi resultado de uma colisão continental tardia (520 Ma, Schmitt et. al. 1999). Três unidades lito-tectônicas foram individualizadas em todos os terrenos/domínios tectônicos da Faixa Ribeira: a) ortognaisses e ortogranulitos do embasamento pré-1,8 G.a.; b) cobertura 13

21 metassedimentar pós-1,8 G.a., com rochas metabásicas de afinidade geoquímica variada associadas; e c) rochas granitóides formadas durante a Orogênese Brasiliana, classificadas segundo sua relação temporal com as diversas fases de deformação (Heilbron et al., 1995). O Terreno Oriental, onde se insere este trabalho, compreende o Domínio Cambuci, o Domínio Costeiro e a Klippe Italva. O Domínio Cambuci apresenta cobertura formada por uma seqüência de rochas metassedimentares compreendendo sillimanita-granada-biotita ganaisses (Kinzigitos) com intercalações de mármore dolomítico e subordinadamente, lentes de rochas calcissilicáticas, gonditos e anfibolitos (Heilbron & Machado, 2003). O Domínio Costeiro comprende duas associações de rochas metassedimentares intrudidas pelo Arco Magmático Rio Negro (Tupinambá, 1999), constituído por rochas intrusivas Neoproterozóicas, e inúmeras gerações de rochas granitóides mais jovens tardi- a pós-colisionais. As associações metassedimentares compreendem gnaisses bandados com intercalações de quartzitos e subordinadamente, lentes centimétricas de rochas calcissilicáticas e gnaisses Kinzigíticos com lentes métricas de rochas calcissilicáticas e quartzitos. A seqüência metassedimentar da Klippe Italva compreende granada-biotita gnaisses bandados e espessas camadas de mármore calcítico intercalados com anfibolitos bandados e hornblenda-biotita gnaisses homogênios (Heilbron & Machado, 2003). O Terreno Cabo Frio apresenta cobertura sedimentar denominada por (Machado et al in Trouw et al., 2000) Grupo Búzios. Este é constituído por gnaisses pelíticos, com intercalações de espessas camadas de rochas calcissilicáticas, anfibolitos e granada-quartzitos, com uma paragênese cianita-sillimanita indicando uma peculiaridade das rochas da região. As rochas desta unidade encontram-se metamorfizadas em alto grau, sob pressão média a alta. Com base em dados geocronológicos U/Pb, a Orogênese Brasiliana é subdividida em quatro principais períodos tectônicos (Machado et al.,1995; Heilbron et al., (1995), Tupinambá et al., 1998): pré-colisional ( Ma); sin-colisional ( Ma); pós-colisional ( Ma) e pós-colisional ( Ma). 2.3 O MAGMATISMO GRANÍTICO NA FAIXA RIBEIRA O magmatismo pré-colisional de arco (Arco Magmático Rio Negro) ocorre somente no Terreno Oriental (Tupinambá et al., 1998, Porto Jr. 2004). Os granitóides brasilianos sin a pós-colisionais ocorrem em ambos os terrenos (Ocidental e Oriental) e mostram uma polaridade espacial e temporal dentro da faixa (Heilbron, 1995). Granitóides foliados tipo-i e tipo-s são interpretados como produto de fusão crustal (de embasamento e cobertura), e refletem o espessamento da crosta continental por colisão. Granitóides tardi-colisionais a pós-colisionais são relatados e associados a extensiva fusão 14

22 de rochas de base da crosta com contribuição da parte superior do manto, provavelmente relacionada ao soerguimento e relaxamento termal que seguiu à colisão (Porto Jr., 2004). Os granitóides da Faixa Ribeira podem ser divididos segundo os estágios tectônicos que estão relacionados. Tal divisão parece ser aceita pela maioria dos autores, tendo sido modificada com a evolução dos dados geoquímicos e geocronológicos que vem sistematicamente sendo obtidos. A nível regional, o Complexo Rio Negro (Tupinambá, 1999) é a melhor representação do estágio pré-colisional, apresentando rochas bastante deformadas, principalmente nas proximidades do Limite Tectônico Central (CTB). O Batólito Serra dos Órgãos e o Granito Niterói são bons representantes do estágio tectônico sin-colisional. Os granitos do estágio tardi/pós-colisional são representados por diversos corpos intrusivos, de dimensões variadas, que afloram ao longo da porção oeste do Domínio Costeiro no Terreno Oriental da Faixa Ribeira. No âmbito da cidade do Rio de Janeiro, as rochas pré-colisionais associadas ao Arco Magmático Guanabara (Porto Jr. 2004) correspondem aos dioritos gnaisses da Série Inferior (Hemlbold et. al. 1965). Os corpos sin-colisionais são representados por granodioritos gnaissificados e dioritos a tonalitos deformados (Tonalito Tachas). Os corpos tardi-colisionais são representados pelo Granito Pedra Branca e os pós-colisão pela presença do Granito Favela e Rosa, este último pouco frequente. A Tabela 4 faz um apanhado geral dos estágios tectônicos e exemplifica alguns granitóides possivelmente relacionados a cada um deles, além de citar algumas idades relativas a estes. A partir dos dados geocronológicos e estudos tectônicos relacionados à formação da Faixa Ribeira, a Orogênese Brasiliana foi dividida em três estágios orogenéticos principais de acordo com as fases de deformação que estão intimamente relacionadas às fases de metamorfismo (Trouw et al e Heilbron et al., 2000). O principal evento tectono-metamórfico corresponde ao primeiro pulso metamórfico (M 1) que atingiu condições de facies anfibolito a granulito, coincidindo com o período sin colisional ( Ma) ou da deformação principal (D 1+D 2). Esta foi responsável pela compartimentação tectônica observada no segmento central da Faixa Ribeira, gerada através do empilhamento de diversas escamas de empurrão com transporte tectônico direcionado para NW. 15

23 Tabela 4: Resumo envolvendo alguns corpos granitóides estudados no Domínio Costeiro, Terreno Oriental da Faixa Ribeira e sua relação Tectônica. (Elaborada com base em Porto Jr., 1994; Heilbron et al., 1995; Trouw et al., 2000; Tupinambá,2000; Porto Jr. 2004). Estágio Tectônico Corpos graníticos representativos Observações Pré-Colisional Sin-Colisional* Tardi/Pós-Colisional Rio Negro Niterói (Gnaisse Facoidal), Batólito Serra dos Órgãos Tardi: Parati, e Getulândia Pós: Pedra Branca, Favela e Andorinhas Idade mínima para este magmatismo: ~620 Ma ~578 Ma ~513 Ma ~480 Ma 16

24 CAPÍTULO 3 GEOLOGIA DA SERRA DA MISERICÓRDIA ESTÁGIO ATUAL DO CONHECIMENTO GEOLÓGICO DA SERRA DA MISERICÓRDIA A área alvo do estudo já havia sido reconhecida por diversos autores como sendo formada de uma grande variedade composicional e textural de rochas gnáissicas e por granitóides (Caddahet. al.1987). Porém, foi a partir do trabalho de caracterização sistemática dos corpos magmáticos apresentado por Pires et. al. (1982) é que foi feita a primeira tentativa de agrupar as rochas magmáticas (deformadas ou não) em três diferentes "séries" de acordo com o tipo de geração associada às rochas em questão. Estas séries ficaram conhecidas como séries de granitos jovens, granitos antigos e granitos muito antigos (Pires et. al. 1982). Incluso nas duas primeiras séries, estão os granitos Rosa, Utinga, Favela e as rochas de composição algo mais básica como tonalitos, que se tornaram as variedades formadoras e presentes no arcabouço da Serra da Misericórdia. São rochas intrusivas de idades brasilianas associadas a segunda fase de evolução da Faixa Ribeira, com idades entre 510 e 480 M.A. correspondendo a magmatismos distintos, claramente separados no tempo e com tipologias e assinaturas associadas a estágio evolutivo correspondente do orógeno Ribeira. 3.2 ASPECTOS DA GEOLOGIA DE CAMPO A Serra da Misericórdia é formada por rochas gnáissicas e por granitóides intrusivos. As rochas encaixantes são gnaisses de tipos variados, com predomínio de gnaisses bandados de composição quartzo diorítica a diorítica e relacionados aos gnaisses e migmatitos da Série Inferior (Helmbold et al., 1965) e plagioclásio-biotita-granada gnaisse porfiroblástico e charnockitos, de ocorrência mais subordinada, e que são correlacionados às rochas da Série Superior (Helmbold et al., op.cit.). As rochas gnáissicas têm maior expressão em superfície na parte oeste da serra, predominando nas cotas inferiores a 50m. Com relação aos magmatismos presentes, deve ser feita inicialmente referência a um magmatismo diorítico-tonalítico ocorrente em volume restrito que apresenta caracteristicamente tipos com deformação variada em intensidade. É entendido que esse magmatismo se associa à fase final da deformação regional. Não há idades específicas para estes litotipos. 17

25 Com relação aos tipos graníticos a primeira ocorrência se refere ao Granito Utinga. Esse litotipo tem na Serra da Misericórdia sua maior expressão areal, onde ocorre comoum análogo a um diápiro alóctone mesotectônico e tardi-tectônico (Caddah et. al. 1987) sendo cortado pelos granitos Favela e Rosa marcando clara relação temporal relativa. Essa rocha foi tentativamente associada à fácies pegmatítica do Granito Pedra Branca (Porto Jr, 1994). Ocorre como corpos estirados não deformados tectonicamente mas alojados ao longo de planos de foliação pré-existentes. A ocorrência do Granito Favela na Serra também representa a maior área deste litotipo exposta na cidade do Rio de Janeiro. Tem ocorrência claramente intrusiva. Forma um pluton central na área da serra, apresentando fácies de borda rica em xenólitos e enclaves e com forte orientação por fluxo, e outra facies mais homogênea que ocorre na parte central da intrusão. Este litotipo é associado ao Biotita-granito de Porto Jr. (2004). O Granito Rosa, corresponde a última fase magmática associada à evolução do orógeno Ribeira. Tem ocorrência restrita sob forma de diques de espessura centimétrica que cortam todas as litologias anteriores. As foliações das rochas metamórficas encaixantes possuem strike NW-SE com mergulho para ambos os sentidos; associadas a elas ocorrem dobras com eixo subhorizontal paralelas `as foliações. Estudos também mostram a presença de um antiformal aberto. 3.3 ASPECTOS DE CAMPO E PETROGRÁFICOS Caddah et. al. (1987), definem a ocorrência de 4 tipos diferentes de tipos litológicos na Serra da Misericórdia, apresentados a seguir. Diorito-Tonalito: tratam-se de litotipos com biotita e hornblenda, deformados de forma não homogênea num plano geral, mas, especificamente na Serra da Misericórdia, ocorrendo como gnaisses bandados e com intercalações de gnaisses granodioríticos sem hornblenda, hiperstênio gnaisses e hiperstênio anfibolitos (Figura 5). Granito Utinga: neste litotipo são definidas as faciologias média-homogênea, migmatítica, nebulítica e pegmatóide. Na primeira variedade, podem ocorrer, mesmo de forma rara, estruturas fantasmas formadas por restos difusos de gnaisses encaixantes. É vista também, muito frequentemente, encerrando diversos xenólitos do Tonalito Grajau e de gnaisses e migmatitos encaixantes, que, embora isolados, podem ainda se manter orientados. Quando na facies de borda do granito Favela, ocorrem formas ovaladas e subarrendondadas e orientados segundo a direção geral da foliação ignea do Granito Favela.No demais, a facies migmatitica se caracteriza pela 18

26 alternância de leitos de larguras decimétricas e centimétricas de granito hololeucocrático de granulação média e gnaisses escuros. Já na facies nebulítica, restos difusos de gnaisses em uma massa granítica são encontrados. No interior de todas essas fácies e em suas rochas encaixantes se encontra massas ou bolsões de contornos arredondados de pegmatitos graníticos hololeucocráticos, que consistem na fácies pegmatóide e podem possuir contatos entre si (Figura 6 e 7). Granito Favela: esse tipo de granito é constituído por um pequeno pluton na área central da Serra com extensões aflorantes lateralmente em forma de sheets, línguas, diques e sills. Duas fácies com aspectos estruturais distintos podem ser individualizadas, de acordo com a geometria e área do corpo intrusivo(figura 8 e 9). Granito Rosa: nesse tipo, ocorre a formação de diques esporádicos de espessura decimétrica que geram contatos bruscos já que cortam todas as outras litologias existentes ASPECTOS DA PETROGRAFIA Esses granitóides são hololeucocráticos (Rosa e Utinga) e leucocráticos (Favela e Dioritos- Tonalitos). Algumas variedades de rochas associadas ao magmatismo diorítico-tonalítico sãolitotipos quartzo-monzodioríticos com textura pele-de-onça (Tonalito Grajau (Pires et al,. 1982)), porém representam as rochas com conteúdos de minerais máficos mais elevados. Hornblenda e titanita são minerais presentes no granito Favela e ausente nos litotipos Rosa e Utinga. Enquanto zircão, minerais opacos e apatita são encontrados em todas as rochas, allanita é ausente nas variedades mais máficas e presente nos tipos graníticos. No granito Favela, a textura porfirítica é amplamente encontrada nas fácies de borda (pórfiros de K-feldspato), juntamente com um estrutura fluidal ígnea bem pronunciada, dada por biotita e hornblenda e marcante presença de "clots máficos". Os xenólitos tipo pele-de-onça mostram biotita e pequenos "clots" lenticulares, ricos em hornblenda e orientados segundo um S-plano estrutural. Todas as demais fácies, exceto a pegmatóide associada ao Utinga, apresentam granulação média. Da sequência de rochas metamórficas encaixantes para as rochas ígneas acima descritas, os gnaisses bandados têm composição quartzo-diorítica e são constituídos de finas bandas claras e escuras. As claras são ricas em plagioclásio (andesina/oligoclasio) e quartzo, com menores quantidades de quartzo (Porto Jr. 1994). As escuras são formadas, principalmente, destes mesmos minerais e, mais subordinadamente, de hornblenda. Microclina, quando presente, encontra-se nas partes mais claras e é sempre muito escassa. Os minerais acessórios comuns são os minerais opacos, apatita e zircão. Hornblenda mostra intercrescimento simplectítico com quartzo. Esta mesma 19

27 textura, envolvendo tais minerais é também encontrada em variedades migmatíticas de gnaisses que possuem mineralogias idênticas `aquelas das bandas escuras (Caddah et al, 1987). Os granada-biotita gnaisses porfiroblásticos possuem textura semi-facoidal. Seus pórfiros são de plagioclásio, variando de 0,4 a 1,5 cm de comprimento, e raramente, microclina. Granada é xenoblástica e associada `a biotita. A matriz é caracterizada por quartzo, plagioclásio, biotita e um pouco de microclina. As rochas que foram citadas pela presença ou não de hiperstênio, não serão descritas aqui, já que o foco deste trabalho é tratar o gnaisse como uma rocha máfica no geral, e não subdividida. 20

28 Figura 5,6,7 21

29 Figura 8, 9 22

30 CAPÍTULO 4 ANÁLISE PETROQUÍMICA DAS ROCHAS ESTUDADAS INTRODUÇÃO Foram realizadas 22 análises para rocha total, compreendendo 7 amostras referentes ao Granito Utinga; 8 amostras para o Granito Favela; 5 amostras para o conjunto de composição diorítica; e 2 amostras referentes ao Granito Rosa (Tabelas 5, 6a e 6b). Tabela 5 Relação Amostra X Tipo de Rocha Amostra Litotipo MS - 1B MS - 1K MS - 13a MS - 19C MS-23A MS - 1C MS-28-A MS - 1I Ms 40-C MS - 20A MS-17 MS - 63A MS 43-A MS - 15A MS - 15C MS - 1A MS-14D MS - 17D MS 21-C MS - 1D MS - 20D MS31-B Diorito (pele de onça enclave) Diorito Diorito Quartzo-Diorito Quartzo-Diorito Favela borda Favela borda Favela central Favela central Utinga nebulítico Favela Borda Favela central Favela central Favela borda Utinga Médio-homogeneo Utinga Médio-homogeneo Utinga Médio-homogeneo Rosa Rosa Utinga Médio-homogeneo Utinga Pegmatítico Utinga Pegmatítico 23

31 Tabela 6 (a): Elementos Maiores Litotipo SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 LOI TOTAL Diorito (encl.) 50,50 1,90 12,10 2,60 4,80 0,14 7,20 11,10 2,50 4,10 2,40 1,05 1,05 Diorito 55,90 1,80 13,80 4,14 4,40 0,12 2,80 9,20 3,50 2,00 0,80 1,75 1,75 Diorito 57,10 1,71 13,95 4,12 4,32 0,12 2,60 8,85 3,55 2,40 0,22 1,72 1,72 Qtz-Diorito 57,80 1,60 14,10 3,70 4,10 0,10 2,40 8,70 3,40 2,70 0,15 1,35 1,35 Qtz-Diorito 59,10 1,75 13,75 3,85 4,05 0,13 2,30 8,40 3,40 2,20 0,25 1,00 1,00 Favela borda 64,30 1,00 15,50 3,20 0,74 0,07 1,30 4,40 3,70 5,10 0,84 1,46 1,46 Favela borda 65,80 0,90 14,55 2,85 0,68 0,09 1,10 4,10 3,75 4,90 0,65 0,65 0,65 Favela central 66,80 0,90 14,60 3,20 1,75 0,09 0,50 3,75 3,60 4,05 0,35 0,85 0,85 Favela central 67,10 0,75 14,45 3,05 1,85 0,07 0,60 3,50 3,78 4,15 0,25 0,78 0,78 Utinga nebul. 64,40 0,44 15,40 3,40 1,90 0,06 0,37 3,90 5,70 2,20 0,45 1,84 1,84 Favela Borda 64,50 1,10 14,50 3,80 1,50 0,08 0,50 4,00 3,90 4,90 0,54 1,20 1,20 Favela central 66,74 1,00 13,90 3,15 1,60 0,06 0,75 3,40 3,35 4,80 0,53 1,09 1,09 Favela central 66,90 0,80 14,15 3,05 1,45 0,01 0,85 3,65 3,80 5,05 0,35 0,45 0,45 Favela borda 65,40 0,71 15,30 1,70 1,30 0,06 1,30 3,70 4,00 5,10 0,51 1,45 1,45 Utinga Mediohomogeneo 70,40 0,17 14,80 0,70 1,07 0,07 0,34 1,41 3,30 6,80 0,39 1,00 1,00 Utinga Mediohomogeneo 71,00 0,21 14,90 0,42 0,67 0,02 0,15 1,30 3,70 6,70 0,09 0,93 0,93 Utinga Mediohomogeneo 71,10 0,10 15,00 0,25 0,60 0,01 0,16 1,30 3,60 6,90 0,15 0,94 0,94 Rosa 71,30 0,13 14,60 0,10 1,40 0,03 0,18 1,30 3,20 7,60 0,07 1,02 1,02 Rosa 71,55 0,12 14,85 0,05 1,05 0,05 0,15 1,28 3,05 6,90 0,09 0,92 0,92 Utinga Mediohomogeneo 71,37 0,09 14,90 0,01 0,52 0,02 0,22 1,10 3,20 8,30 0,16 0,57 0,57 Utinga Pegmatítico 72,10 0,22 14,50 0,20 0,81 0,03 0,15 1,80 3,70 5,50 0,08 1,07 1,07 Utinga Pegmatítico 73,1 0,15 14,35 0,15 0,95 0,04 0,24 1,65 3,37 5,65 0,09 0,85 0,85 24

32 Tabela 6 (b): Elementos Menores Litotipo Rb Ba Sr Nb Ta Hf Zr Y Th Diorito (pele de onça enclave) ,2 18, Diorito ,4 13, Diorito ,4 15, Qtz-Diorito ,4 10, Qtz-Diorito ,6 15, Favela borda ,9 25, Favela borda ,1 26, Favela central ,1 25, Favela central ,9 22, Utinga nebulítico ,2 15, Favela Borda ,7 18, Favela central ,9 33, Favela central ,1 35, Favela borda ,8 16, Utinga Medio-homogeneo ,6 5, Utinga Medio-homogeneo ,8 1, Utinga Medio-homogeneo ,6 2, Rosa ,6 1, Rosa ,8 2, Utinga Medio-homogeneo ,5 3, Utinga Pegmatítico ,2 2, Utinga Pegmatítico ,3 2, ANÁLISE GEOQUÍMICA DOS ELEMENTOS MAIORES, MENORES E TRAÇOS As rochas aqui estudadas caracterizam-se por apresentar uma ampla variação no conteúdo de SiO 2 (50,5 a 73,0%) com lacunas composicionais ("Gaps") bem definidas para os intervalos entre 59,15 e 64,50% e 67,05 e 70,40%. Essas lacunas relacionam-se ao limite superior dos valores encontrados para as rochas relacionadas ao magmatismo tonalítico e limite inferior para rochas relativas ao magmatismo Favela e ao intervalo de formação das rochas da do magmatismo Favela e a fácies pegmatóide do magmatismo Utinga, respectivamente. 25

33 Se consideradas cogenéticas, essas rochas representariam uma sequência expandida. Tal consideração pode ser avaliada, entretanto, os dados de campo mostram que as rochas associadas ao magmatismo Favela são mais jovens do que aquelas associadas ao magmatismo Utinga, apesar de apresentarem-se menos ácidas, assim como, ambos conjuntos, são claramente mais jovens do que o magmatismo diorítico-tonalítico, o que em termos de evolução única (cogenética) para todo esse conjunto não se sustenta. O magmatismo presente na Serra da Misericórdia é caracterizado como do tipo subalcalino (Figura 10), apresentando caráter metaluminoso (Figura 11), evoluindo ao longo de uma tendência calcioalcalina definido em diagrama AFM (Figura 12) e confirmado pelo índice de alcalinidade de Peacock (Figura 13). Do ponto de vista da classificação geoquímica as rochas aqui estudadas distribuem-se por tipos que devem ser classificados como graníticos (Granito Utinga), granodioríticos a graníticos (Granito Favela) e dioritos a tonalitos para as rochas menos ácidas (Figura 14).. Diagramas bivariantes (tipo Harker) nos permitem observar agrupamentos melhor individualizados (Figuras 15a e 15b). Esses agrupamentos mostram forte homogeneidade entre si, porém há nítidas lacunas composicionais o que por si já aponta para uma falta de cogeneticidade entre as rochas estudadas. As principais lacunas composicionais, que servem como ótimo parâmetro para a definição dos limites geoquímicos para cada um dos magmatismos, encontram-se nos intervalos 59,15 e 64,50% e 67,05 e 70,40% para os valores de sílica. Estes gaps correspondem a separação entre os tipos dioríticos-tonalíticos (< que 59,15% SiO 2) dos tipos associados ao magmatismo Favela (primeiro gap composicional ) e tendo o segundo gap associado à separação entre os magmatismos Favela e Utinga. A observação dos diagramas tipo Haker em espaços xy permite ainda que abordemos outro aspecto importante referente ao resultado obtido. Quando aplicamos o método estatístico dos mínimos quadrados para a obtenção da melhor correlação possível entre os pontos plotados,dentro de seus graus de significância, sistematicamente podemos observar que as melhores correlações, aqui assinaladas pelo traço das curvas bem como pelo cálculo do fator de regressão R 2, são aquelas associadas à curvas polinomiais em relação àquelas lineares. Como já mostrado na literatura (Porto Jr., 2004), cada um dos processos evolutivos magmáticos pode ser estudado a partir de suas expressões em espaços xy. 26

34 É aceito que cristalização fracionada, com mudança da assembléia fracionante, apresenta como resultados gráficos funções polinomiais (curvilineares), sendo a ausência de intervalos composicionais, outra de suas características. Assim, em espaços xy, a expressão destes processos se dá pela presença de curvas ou inflexões relativamente bem marcadas. Para o caso de um processo de cristalização fracionada sem mudança da assembléia fracionante o padrão esperado é linear,ainda sem presença de intervalos composicionais Já para processos que envolvam mecanismos de mistura e contaminação, o resultado esperado, plotados em espaços xy, resulta em funções lineares, sendo expressos por retas, bem como são esperadas ocorrências de intervalos composicionais bem marcados. (Porto Jr., 2004). Para todos os diagramas gerados em espaços xy foram aplicados polinômios de primeira e segunda ordem (função linear e curvilinear, respectivamente) para a obtenção das curvas de regressão e detecção do ponto real de inflexão. Para que o ajuste destas curvas fosse o melhor possiível, foi utilizado o método de regressão dos mínimos quadrados para todos os diagramas de variação xy gerados. A utilização de um método estatístico para o ajuste da curva desejada, implica na vantagem de não termos uma ação individual, eventualmente tendenciosa, no momento da escolha do traçado da curva. Dentre as várias formas de se obter curvas de regressão, a regressão do menor quadrado de y em x (método dos mínimos quadrados) foi o escolhida para este trabalho e aplicada a todos os diagramas de variação xy. A inclinação da curva será expressa por a = r (Sy/Sx), onde r é o coeficiente de correlação e Sx e Sy os desvios padrão das amostras em x e y respectivamente. O coeficiente r é calculado como r = Sxy / (Sx2.Sy2), onde Sxy é a co-variância para uma população n. Esses princípios são verdadeiros tanto para regressões lineares quanto para polinomiais. Deve ser dito que, quanto mais r se aproximar da unidade, melhor a correlação, seja ela linear ou polinomial (Porto Jr., 2004). Neste estudo optou-se por se trabalhar com o quadrado de r (r2). Assim, se r = 0,8, r2=0,64, ou seja, deve ser entendido que 64% da variância total da amostragem pode ser explicada por uma correlação linear ou polinomial, conforme o caso. Como em todo método estatístico, é evidente que existe uma dependência relativa do resultado com o número de amostras na regressão, segundo padrão apresentado na Tabela 7. Após análise dos resultados obtidos nestes diagramas gerados em espaço xy (para cada um dos elementos químicos considerados relevantes) e comparando o resultado do valor de R 2 com o número de amostras presentes, ficou claro que as correlações curvilíneas são mais significativas do que as correlações lineares, ou seja, apresentam valores mais próximos de 99% a 99.9%. Contudo, também foi possível notar que quase metade das dos diagramas examinados o coeficiente mostrou- 27

35 se menor que 80%, mostrando que as amostras avaliadas em conjunto nos diz que os agrupamentos litológicos definidos não correspondem a um conjunto que preserve parâmetros de cogeneticidade (Figuras15a e 15b) Tabela 7: Níveis de Significância do Quadrado do Coeficiente de Regressão (r 2 ) N (número de amostras) F (grau de liberdade f=n-2) 80% 90% 95% 99% 99.9% Isso só corrobora as informações obtidas na literatura sobre que relações de campo que mostram de maneira clara que as rochas associadas ao magmatismo Favela são mais jovens que as do magmatismo Utinga apesar do caráter menos ácido associado ao magmatismo Favela. Dentre todos os agrupamentos, o magmatismo diorítico-tonalítico é o mais antigo, com algumas amostras apresentando, inclusive, deformação e assembléia mineral metamórfica. 28

36 As quantidades medidas para FeO são, de uma forma geral, maiores que as de Fe 2O 3, com Na 2O > 3,0% a não ser em uma única amostra e razão Na 2O/K 2O variando amplamente entre 0,39 e 2,59, sendo os maiores valores relacionados ao magmatismo diorítico-tonalítico e os menores ao magmatismo Utinga. Diopsídio normativo é presença constante, em valores relativamente baixos para as rochas relacionadas ao magmatismo Utinga e Favela e altos para o Diorítico-Tonalítico. Córidon normativo está ausente ou, eventualmente, presente em quantidades muito baixas (valores sempre inferiores a 0,5%). Estes dados reafirmam o caráter metalumioso para o conjunto de magmatismos estudados. Os diagramas de variação em espaços XY preparados para os elementos maiores, menores e traços (Figuras15a e 15b) permitem a observação clara das duas lacunas composicionais que devem ser entendidas, na certeza de que a amostragem foi representativa, como pertinentes à ausência de cogeneticidade entre os magmatismos aqui estudados. Tendências evolutivas diferentes, para os magmas Diorítico-Tonalítico quando comparados aos magmas Utinga e Favela realçam a ausência de cogeneticidade para o conjunto. De uma maneira geral, podemos admitir que, de forma geral, elementos maiores e menores como Mg, Mn, Ca, Sr, Fe, Ti, e P correlacionam-se negativamente com o teor em SiO 2. Alguns dos elementos maiores (Na e Al) apresentam pouca variação, independentemente do teor em SiO 2; outros elementos (Nb, Y, Ba, Zr), mostram-se dispersos enquanto K e Rb apresentam correlações positivas em relação ao teor em SiO 2. Outro fator relevante é que a correlação positiva observada para K 2O não é acompanhada de correlação negativa para Al 2O 3 e Na 2O em nenhuma das Unidades. Logo, o que poderia ser interpretado como fracionamento de plagioclásio durante a ascensão destes magmas, carece de sustentação para explicar o processo evolutivo. Este tipo de fracionamento é ainda mais prejudicado em função dos altos teores em Ba e Sr encontrados nestas rochas. O Fe +2 em geral, apresenta valores maiores do Fe +3 apontando para processos evolutivos associados a baixa fugacidade de O +2. 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). 29

37 Granitos de cadeia oceânica são aqueles relacionados a complexos ofiolíticos, sendo tipicamente corpos pequenos e localizados na parte superior destes complexos.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 cálcialcalinas ou mesmo shoshoníticas (Peccerillo & Taylor, 1976). Os granitos de afinidades cálcialcalinas 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. O índice de Peacock varia de cálcio-alcalino a alcalino, 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. Para esse grupo o índice de Peacock é alcalino. 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 (Pitcher, 1982). Outra característica conspícua é sua associação com o evento de maior deformação da orogênese, o que lhes impõe características de corpos sin a tardi-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 tardi-colisão 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, com índice de Peacock cálcio-alcalino a álcali-cálcico, sendo caracteristicamente metaluminosos ou fracamente peraluminosos, exibindo muitas das características dos granitos do tipo I de Chappell & White (op. cit.). Ao examinar-se os dados de campo referentes aos granitóides estudados na Serra da Misericórdia, pode-se certamente descartar a possibilidade dos mesmos pertencerem ao grupo dos granitos de cadeia oceânica (ORG). 30

38 A observação do diagrama Nb x Y (Figura 16) já permite uma clara subdivisão entre as rochas associadas ao magmatismo Diorítico-Tonalítico, que se posicionam no campo dos granitóides intraplaca (WPG), daquelas do magmatismo Utinga, que posicionam-se sistematicamente no campo misto dos VAG e COLG. As rochas do magmatismo Favela apresentam neste diagrama tendem a acompanhar as rochas relacionadas ao magmatismo Diorítico-Tonalítico. O diagrama Rb x (Y + Nb) (Figura 17) permite uma discriminação mais qualificada, onde o magmatismo Diorítico-Tonalítico permanecem no campo dos granitóides intraplacas (WPG), enquanto agora as rochas domagmatismo Utinga posicionam-se preferencialmente no campo dos granitóides de arco-vulcânico. Ao examinarmos as características, já aqui relatadas, dos litotipos estudados por Pearce et al. (1984) quando da delimitação dos referidos campos, vemos que dentre os granitos do tipo WPG foi feita uma subdivisão que visa a atender os diferentes tipos de crosta envolvidos no processo tectônico. Desse agrupamento, os únicos tipos que apresentam similaridade com os aqui estudados são os do chamado subgrupo 2, tidos como posicionados em crosta continental atenuada, com características calcialcalinas, podendo apresentar anfibólio e piroxênio cálcico, além de caráter metaluminoso. As rochas do magmatismo Diorítico-Tonalítico, sejam dioritos ou tonalitos, são todas metaluminosas, podendo apresentar piroxênio preservado ou reliquiar e são enriquecidas em hornblenda. As rochas do magmatismo Favela apresentam hornblenda, sendo porém metaluminosas. A história desse magmatismo deve estar relacionada à origem em uma fonte diferente com uma evolução magmática mais complexa, onde, inclusive, processos de contaminação podem estar envolvidos. Os granitóides do tipo arco vulcânico também foram subdivididos por Pearce et al. (1984) em três subgrupos, cada qual representando um tipo de ambiente: oceânico, continental ou misto. Os granitóides aqui estudados são melhor correlacionados àqueles de margem continental do tipo "alto K". Exemplos deste tipo de magmatismo seriam: o batólito de Tuolumne na Serra Nevada (Bateman & Chappell,1979) e o Peruano (McCourt, 1981). São todos interpretados como produtos de cristalização fracionada, sendo que o primeiro, um corpo único, fortemente zonado e com evolução ao longo de uma única tendência, não serve como parâmetro. Já o segundo é tido como fracionado de evolução policíclica, com cada um dos ciclos tendo a sua própria tendência de diferenciação. O magmatismo Utinga, portanto, tem um posicionamento coerente no que tange às características de campo, petrográficas e geoquímicas, com aquelas propostas por Pearce et al. (1984) para os granitos de arcos magmáticos continentais. 31

39 Pearce et al. (1984) admitem que os granitos pós-colisão (COLG) podem plotar no campo dos VAG, Syn-COLG ou WPG, dependendo das proporções relativas de derivações mantélicas e/ou crustais envolvidas no seu processo evolutivo. Exemplo típico seriam os granitos Caledonianos que apresentam distribuição bastante similar àquela aqui observada. Os tipos pós-colisão são perfeitamente correlacionáveis tanto ao magmatismo Utinga quanto ao magmatismo Favela. A variação entre os ambientes aqui discriminada, onde granitóides com características de ambientes de arcos magmáticos e de colisão continente - arcos magmáticos convivem em uma área restrita, é um bom indicativo de que a evolução desses terrenos deva ter seguido padrões evolutivos do tipo "ensiálico" Brandt (1987). 32

40 PPT 5 ( IMAGENS 10 E 11) 33

41 PPT 6 ( IMAGENS 12, 13, 14) 34

42 PPT 7 (IMAGENS 15A ) 35

43 PPT 8 (IMAGENS 15B) 36

44 PPT 9 ( IMAGENS 16 E 17) 37

45 4.3. GEOQUÍMICA DOS ELEMENTOS TERRAS RARAS Os resultados obtidos para as análises de Elementos Terras Raras (ETR) para os granitos da Serra da Misericórdia, estão apresentados na Tabela 8. As figuras 18, 19, 20, 21 e 22 apresentam os mesmos dados normalizados pelo condrito de Evensen et al. (1979) para cada uma das tipologias examinadas. Individualmente, o magmatismo Diorítico-Tonalítico apresenta-se fortemente fracionado mostrando-se proporcionalmente enriquecido em Elementos Terras Raras Leves (ETRl) e empobrecido em Elementos Terras Raras Pesados (ETRp), com pequena anomalia negativa para Európio (Figura 19). O magmatismo Utinga mostra uma curva com forte inclinação, anomalia negativa para Európio, sendo fortemente empobrecida em ETRp. No geral, apresenta-se empobrecida em ETR quando comparada ao magmatismo anterior (Figura 20). Convém destacar que as rochas da fácies pegmatóide apresentam marcante anomalia positiva para Európio. O magmatismo Favela mostra um padrão com forte inclinação, resultado de seu empobrecimento relativo em ETRp e leve enriquecimento em ETRl. A anomalia negativa para Európio aqui é pouco mais forte (Figura 21). O magmatismo associado à formação do leucogranito Rosa mostra um inclinação muito similar a do magmatismo Utinga. Isso pode ser explicado pela similaridade composicional entre ambos (Figura 22). A observação geral dos diagramas permite afirmar que existe um comportamento bastante homogêneo para cada um dos magmatismos. A superposição entre as curvas obtidas para o conjunto de rochas estudadas mostram padrão característico para granitos cálcialcalinos, diferindo apenas pela ausência das fortes anomalias negativas para európio que são comuns a estas rochas. As curvas de ETRs para granitos cálcialcalinos apresentam-se sistematicamente inclinadas, com esta inclinação atendendo à característica da fonte, do processo genético, do processo evolutivo (sequência de cristalização) e da viscosidade do magma que permitirá, ou não, a separação das fases sucessivamente cristalizadas (Wernick et. al., 1992). Considerando-se que uma evolução por fracionamento deve aumentar o conteúdo total de ETRs nos termos mais diferenciados, deve ser feita a ressalva de que em magmas cálcio-alcalinos os ETRs concentram-se em sua quase totalidade nos minerais acessórios como allanita, zircão e titanita e que os mesmos não perfazem mais do que 3% do total do volume da rocha. Nota-se que tal situação se coaduna com os dados obtidos para os magmas aqui estudados, já que temos um forte 38

46 empobrecimento no conteúdo total de ETRs para os granitos que apresentam os mais altos índices de diferenciação (ID) (Thorton & Tutle, 1960). Logo, podemos admitir a participação de processo de fracionamento na formação dessas rochas. Pode-se notar também que a razão ETRl/ETRp aumenta em função do ID. Tal fato pode ser explicado pela presença de quantidades razoáveis de allanita, mineral este que tem por característica ser forte concentrador de ETRl, como um dos principais minerais acessórios destes granitos. Quanto à anomalia positiva para Európio encontrada nas rochas da fácies pegmatóide do magmatismo Utinga, a mesma pode ser explicada pela presença de feldspatos (K-feldspato e Plagioclásio) e ausência de minerais máficos. Sabemos que existe uma certa facilidade de substituição do Cálcio pelo Európio e, em menor escal, do Potássio pelo Európio. Em geral, rochas graníticas apresentam anomalias negativas (suaves ou não) para Európio, já que os feldspatos são entendidos como presentes principalmente nas fusões residuais. Logo, a presença de rocha apresentando anomalia positiva para Európio deve ser entendida como formada por processos de fracionamento relacionados a feições cumulíticas Porto Jr. et al. (1992, Porto Jr. 1994). Os padrões para ETRs obtidos, e que apontam para um enriquecimento em ERTl, foi interpretado por Brown (1982) como característico do aumento de maturidade do arco magmático durante a evolução magmática da intrusão. O empobrecimento em ETRp coincidente com o aumento do índice de diferenciação é caracteristicamente assumido como feição de magmatismo cálcialcalino, sendo atribuído à presença de hornblenda nas fases fracionadas (Pankhurst, 1979). 39

47 Tabela 8 Elementos Terras Raras Tipo de Rocha La Ce Nd Sm Eu Gd Dy Ho Er Yb Lu Diorito (pele de onça enclave) Diorito Diorito Qtz-Diorito Qtz-Diorito Favela borda Favela borda Favela central Favela central Utinga nebulítico Favela Borda Favela central Favela central Favela borda Utinga Medio-homogeneo Utinga Medio-homogeneo Utinga Medio-homogeneo Rosa Rosa Utinga Medio-homogeneo Utinga Pegmatítico Utinga Pegmatítico

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49 PPT 11 (IMAGEM 19, 20, 21, 22) 42

50 CAPÍTULO 5 SUMÁRIO DE CONCLUSÕES As conclusões que serão apresentadas a seguir representam uma análise dos dados já existentes na literatura, tanto novos quanto antigos, para que seja realizada uma nova leitura da petroquímica. A partir desses novos resultados, é possível um novo ajuste `a literatura, visando sempre atualizar e aprimorar os trabalhos sobre a geologia do Estado do Rio de Janeiro. Com isso, o conjunto rochoso estudado pode ser associado aos seguintes tópicos: 1. A região apresenta uma ampla variedade composicional e textural de rochas gnáissicas, sendo esta a rocha encaixante, e por granitóides intrusivos, sendo exemplificados pelos granitos Rosa, Utinga e Favela. 2. O magmatismo inicial da área é diorítico-tonalítico e ocorre em um volume restrito, apresentando diversos pontos de deformação variando conforme a intensidade também variou. 3. Não apresenta uma idade específica na Escala Geológica. 4. O Granito Utinga é mais encontrado nessa região da Serra da Misericórdia (primeiro granitóide a intrudir), assim como o Granito Favela. Já o Granito Rosa é restrito a diques cortando todas as litologias citadas. 5. O litotipos quartzo-monzodioríticos apresentam, em sua maioria, textura pele-de-onça. 6. Granito Favela se diferencia por apresentar hornblenda e titanita em sua composição mineralógica. 7. Zircão, opacos e apatita são minerais característicos desses litotipos. 8. O teor de SiO 2varia em grande escala, sendo possível perceber gaps composicionais. Esses espaçamentos é o primeiro indício de que essas rochas não são cogenéticas, ou então, apresentam uma sequência expandida, embora no campo seja possível ver uma idade relativa entre os litotipos. 9. O magmatismo da região é dito como subalcalino e de caráter metaluminoso que evoluiu por uma tendência calcioalcalina. 10. Os diagramas bivariantes do tipo Harker nos confirma essas lacunas composicionais e aumentam a probabilidade das rochas não serem cogenéticas, embora possuam homogeneidade entre si. 11. No caso deste trabalho, a correlação curvilínea se apresenta mais favorável do que a correlação linear, demonstrando cristalização fracionada com mudança de assembléia. 12. Uma subdivisão baseada em elementos traços discriminantes foi feita e os granitóides ficaram divididos em: Granitos de Cadeia Oceânica, de Arco Vulcânico (magmatismo Utinga, Intra- 43

51 placa(magmatismo Diorítico-Tonalítico) e colisionais, excluindo a primeira categoria para o caso das rochas estudadas na Serra da Misericórdia ( a partir do diagrama Rb x (Y+Nb) 13. A observação geral dos diagramas permite afirmar que existe um comportamento bastante homogêneo para cada um dos magmatismos. 14. Enriquecimento em ETRl representa o aumento na maturidade do arco magmático durante a evolução magmática da intrusão, enquanto o empobrecimento de ETRp coincide com o aumento do índice de diferenciação. 15. Após todas as evidências coletadas, foi possível concluir que as litologias encontradas, mesmo se apresentando de forma homogênea em seus litotipos, não apresentam nenhuma relação no contexto geral, ou seja, não são cogenéticas. 44

52 CAPÍTULO 6 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ALMEIDA, F.F.M.; AMARAL, G.; CORDANI, U.G.; KWASHITA, K. (1973) - The Precambrian evolution of the South America cratonic margin south of Amazon River. In: Nairn, AEM &Stehli, FG. Edts. Ocean basins and margins. N. York, Plenum. V 1: ALMEIDA, J.C.H., TUPINAMBÁ, M.A., HEILBRON, M., AND TROUW, R. (1998). Geometric and kinematic analysis at the central tectonic boundary of the Ribeira belt, southeastern Brazil. In: Congresso Brasileiro de Geologia, Belo Horizonte, 1998, Anais... SBG, p. 32. BATEMAN, P.C. & CHAPPELL, B.W. (1979) - Crystalization, fractionation and solidification of the Toulumne Intrusive Series, Yosemite National Park, California. Geol. Soc. of Amer. Bull, 90: BEST, M.G (1982) - Igneous and Metamorphic Petrology. Freemann and Company. N. York. 1 ª Ed. 630p. BRANDT, R. (1987) - Granitic magmatism in the Damaran Orogenic Belt, Namíbia. Rev. Bras. Geoc. 17: BROWN, C.G. (1982) - Calci-alkaline intrusive rocks: their diversity, evolution and relation to volcanic arcs. In: Andesites. Thorpe, RS. (ed). John Willey and Sons, p: CADDAH, LFG.; SANTOS, JRSB.; VALENÇA, JG. e PIRES, FRM. (1987) - Granitóides da Serra da Misericórdia (RJ): Sucessäo estratigráfica, posicionamento, forma e origem. Anais do 1 º Simp. Geol. Reg. RJ - ES, 1: CAMPOS NETO, M.C. & FIGUEIREDO, M.C.H. (1992) - A Orogênese Rio Doce, MG. 37 º Congr. Bras. Geol., Säo Paulo, Bol. Res. Expand., 1: CHAPPELL, B.W. & WHITE, A.J.R. (1974) - Two Contrasting granite types. Pacific Geology, 8: DIDIER, J. (1973) - Granites and their enclaves. Developments in Petrology. Vol 3. Elsevier. Amsterdan, 1 º Ed., 393p. EVENSEN, N.M.; HAMILTON, P.S. & ONIONS, R.K. (1979) - Rare Earth Elements abundances in chondritic meteorites. Geochim. Cosmochim. Acta. 42: HASUI, Y. & OLIVEIRA, M.A.F. (1984) - Província Mantiqueira. Setor Central. In: Almeida, F.F.M & Hasui, Y. : O Pré-Cambriano do Brasil. Ed. Edgard Blucher. p Säo Paulo. HEILBRON, M. & MACHADO, R. (2003) - Timing of terrane accretion in the Neoproterozoic eopaleozoic Ribeira Orogen. Precambrian Research, 125: HEILBRON, M.; DUARTE, B.P.; VALLADARES, C.S; TUPINAMBÁ, M (1998b) - O embasamento pré-1,8 Ga no Segmento Central da Faixa Ribeira. XXXIX Cong. Bras. Geol. Anais, p: 40. HEILBRON, M.; TUPINAMBÁ, M.; ALMEIDA, J.C.H.; VALERIANO, C.M.; VALLADARES, C.S; & DUARTE, B.P. (1998a) - 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. Tecton., 14, Ouro Preto, Ext. Abstr HEILBRON, M.; TUPINAMBÁ, M.; ALMEIDA, J.C.H.; VALERIANO, C.M.; VALLADARES, C.S; & DUARTE, B.P. (1998a) - 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. Tecton., 14, Ouro Preto, Ext. Abstr 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): HEILBRON, M; PORTO Jr., R.; PIRES, F.R.M.; VALENÇA, J.G.; VALERIANO, C.; VALENTE, S.C.; & EIRADO, L.G. (2000) - New geological map of the Rio de Janeiro county (1:50,000). Intern. Geol. Cong. CD- ROM. HEINRICH, E.W.M. (1980) - Petrografia microscópica. Edit. Omega. 2 ª Ed. Barcelona. 320p. 45

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55 Figura 3: Cinturão Móvel Ribeira ou porção Central da Província Mantiqueira 10

56 Figura 4: Faixa Ribeira compartimentada em quatro diferentes terrenos: Terreno Ocidental, Klippe Paraíba do Sul, Terreno Oriental e Terreno Cabo Frio, indo de NW para SE. São separados por importantes descontinuidades estruturais 12

57 Figura 5: Aspecto de campo do tonalito Figura 6: Aspecto de campo do Granito Utinga Figura 7: Aspecto de campo do Granito Utinga nebulítico 10

58 Figura 8: Aspecto de Campo do Granito Favela Equigranular Figura 9: Aspecto de Campo do Granito Favela Porfirítico 12