Magma formado por fusão de metapelito

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MAGMAS FORMADOS POR FUSÃO DE METAPELITOS

Universidade Federal do Rio Grande do Norte

Departamento de geologia – DEGEO

Disciplina de petrologia ígnea

Magmas formados por fusão de Metapelitos.

Aluno:

Janiheryson Felipe de Oliveira Martins

João Paulo Silva da Rocha

Docentes:

Dr. Antonio Carlos Galindo

Dr. Marcos Antonio L. Nascimento

Dr. Zorano Sergio de Souza

Natal, dezembro de 2012

SUMARIO

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Introdução..........................................................................................................03

1 - Características das rochas pelíticas.............................................................04

2 - Composição química e quimiografia das rochas peliticas............................05

3 - Processos de formação do magma a partir de metapelitos.........................06

4 - Caracteristicas do magma gerado a partir de metapelitos...........................14

5 - Locais de ocorrencia dos granitos Tipo-S....................................................16

6 - Conclusão.....................................................................................................17

Referências Bibiográficas..................................................................................18

INTRODUÇÃO

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O magma formado pela fusão de uma rocha; seja ela ígnea, sedimentar

ou metamórficas, refletirá a composição global da rocha que sofreu fusão, o

processo de fusão é denominado de anatexia. Para que esse processo venha a

ocorrer é necessário que a rocha protólito seja exposta a temperaturas e

pressões maiores que as iniciais quando a rocha estava em equilíbrio. Em se

tratando de rochas sedimentares sabe-se que essas se formam em superfície,

nos processos de deposição convencionais, desta feita essas rochas devem

descer aos níveis mais profundos da crosta, onde as temperaturas seriam

suficientemente altas para que ocorresse a fusão dessas rochas. Uma fusão

pacial dessas rochas da origem a uma rocha metamórfica chamada de

migmatito, que ainda conserva porções da rocha inicial imersos no liquido

granítico neoformado; quando essa fusão avança a rocha inicial é

completamente fundida dando origem a uma magma granítico que ira se

cristalizar dando origem as rochas graníticas do tipo-s, do qual trata essa

trabalho.

1 - CARACTERÍSTICAS DAS ROCHAS PELÍTICAS

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As rochas pelíticas são caracterizadas por uma granulometria muito fina

(geralmente <2 mm), composta basicamente por argilas e em menor

quantidade por siltes, que compõem os argilitos e folhelhos, que juntas

representam uma grande parcelas das rochas sedimentares. Essas rochas são

depositadas em ambientes de baixa energia, onde é possível a precipitação

dos sedimentos finos a muito finos, desta forma esses sedimentos são

depositados em águas profundas, em lobos de extravasamento, em planícies

de inundação e ambientes semelhantes de baixa energia. Nessas rochas a

quantidade de alumínio é muito elevada, com 16,6% em peso de Al2O3, a

quantidade de ferro total também é significativo, cerca de 10% em peso, a

rocha também possui quantidades moderadas de MgO (3,4% em peso) e

álcalis (4% em peso). O teor de cálcio é extremamente baixo (0,7% em peso de

CaO ou inferior a isto). Porem uma peculiaridade dessas rochas são que elas

apresentam uma quantidade elevada de água é com cerca de 5 mol de H2O/kg

rocha (juntamente com um elevado Al2O3) e um elevado teor de argila. . Essa

quantidade elevada de água é um aspecto positivo, porque pode-se esperar

que a H2O libertado durante metamorfismo ajuda a manter o equilíbrio químico

das assembleias minerais durante a recristalização. Portanto a progressão do

metamorfismo de sedimentos pelíticos e posterior formação de magmas

graníticos por fusão total começa com rochas em um estado de máxima

hidratação, este fato não ocorre em rochas de composições mais anidras,

como por exemplo, rochas ultramáficas e máficas.

A mineralogia de argilitos e folhelhos é dominada por minerais de argila,

como a montemorilonita, esmectita e caolinita. Muscovita e paragonite de

origem detrítica ou autigênica também são um importante grupo de minerais e

contribuir para a composição da rocha. Sendo assim pode-se concluir que

também existam quantidades de ferro e magnésio na composição global da

rocha. Em conjunto, os filossilicatos acima geralmente representam cerca de

50% do volume da rocha. Quartzo ocorre em proporções modais entre 10-30%

volume na rocha. Grande parte ou a maior parte desse quartzo é detrítico ou

autigênico, podendo também ocorrer, em forma de cimento silicoso; também

podem conter quantidades menores de feldspatos já que essas são

intemperizados mais facilmente.

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Outro aspecto importante na composição dos pelitos que deve ser

levado em consideração é a presença de óxidos e hidróxidos de Ferro

(hematita, goethita, etc) em alguns folhelhos ocorre a presença de sulfetos,

matéria orgânica e carbonatos em outros, que influenciam nas reações oxi-

redox para formação das novas assembleias minerais.

Durante a diagênese e compactação os pelitos primários sofrem

mudanças químicas e mecânicas significativas. A porosidade das argilas, que

pode ser de mais de 50%, diminuir progressivamente com o soterramento e

compactação, fato que reduz a quantidade de água presente nesses poros,

mesmo assim alguns folhelhos conservam parte da água em seus poros ate o

inicio do metamorfismo, por volta dos 200°C e aproximadamente 6 km de

profundidade. Minerais originais de argila, tais como esmectita são substituídos

por ilita (um mineral precursor das micas brancas de potássio) e clorita. A ilita

aumenta progressivamente com o aumento da temperatura e da pressão. A

matéria carbonática e orgânica sofrem uma série de reações, que culminam

por destruir os compostos orgânicos para a formação do grafite ou são

completamente transferidos para os voláteis, como CO2 ou CH4, sob condições

de redução e oxidação respectivamente. A Refletância da matéria orgânica

também é usado como um indicador sensível do perfil de temperatura durante

a diagênese e metamorfismo incipiente. A composição química da rocha

permanece mais ou menos inalterados durante os processos pré-metamórficos,

com a exceção, apenas, de perda de H2O.

2 - COMPOSIÇÃO QUÍMICA E QUIMIOGRAFIA DAS ROCHAS PELITICAS

Reações e assembleias minerais em metapelitos podem ser discutidas

por meio de subsistemas químicos simples. Tendo como referencia a

composição média de argilas pelágicas (Tabela 2.3), sendo assim, os

componentes principais ocorrem na seguinte ordem de abundância: SiO2,

Al2O3, Fe2O3, FeO, H2O, MgO, K2O, Na2O, TiO2, CaO. Este sistema com 10

componentes pode ser subdividido em subsistemas manejáveis.

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Tabela 1.1 – Exibe a composição média de alguns tipo de rochas sedimentares em teores de

seus óxidos mais abundantes, onde destaca-se a composição dos sedimentos

pelíticos/pelágicos na terceira coluna.

As composições de metapelite são muitas vezes aproximados a um

sistema de seis componentes, componentes esses que incluem as seis óxidos

mais abundantes citados acima e representa a quantidade de ferro total como

FeO e não Fe2O3. Este sistema pode ser representado graficamente em

diagramas de AFM tal como mostrado na figura 2. O sódio é principalmente

armazenada em feldspato (Ab) e paragonite.

3 - PROCESSOS DE FORMAÇÃO DO MAGMA A PARTIR DOS

SEDIMENTOS METAPELITICOS.

Nas condições ambientais nos quais as rochas sedimentares são

formadas seria impossível a ocorrência de uma fusão, seja ela parcial ou total,

pois não haveriam condições de pressão e temperaturas, sendo assim, para

que haja a formação de um magma é necessário que o material sedimentar

desça a porções mais profundas da crosta, onde teria a pressão e temperatura

suficientes para o inicio da fusão, mas antes de fusão total da rocha esta passa

por etapas que caracterizam os processos metamórficos, com o aumento

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progressivo da pressão e da temperaturas ocorrera o formação de novos

minerais estáveis naquelas condições. Por exemplo no inicio do processo de

subducção tem-se o inicio do metamorfismo com a formação de minerais

estáveis da fácies zeolita, com a progressão a assembleia anterior se

desestabiliza para a formação de minerais da fácies pumprenita-prehmita, com

o aumento do grau metamórfico tem-se a formação dos minerais estáveis da

fácies xisto verde/azul; a continua progressão produz minerais da fácies

ambilitos e posteriormente essas assembleia se desestabiliza para a formação

de minerais da fácies granulito, nesta fácies começa-se a fusão parcial da

rocha, caracterizado pela formação das rochas migmatiticas que trata-se de

uma rocha híbrida gerada em temperaturas muito elevadas, desenvolve-se nos

limites da transição para o campo de geração das rochas ígneas, quando então

ocorrem processos de fusão parcial. Apresenta porções metamórficas, e

porções ígneas, cristalizadas a partir do material fundido. A porção mais antiga,

de aparência xistosa é denominada paleossoma, e a mais jovem constitui

granitóide, e é denominada de neossoma. Distingue-se também no neossoma,

o leucossoma, a parte mais clara, rica em quartzo e feldspato e ainda o

melanossoma, que contém os minerais escuros como biotita, hornblenda e

outros e o mesossoma, mistura entre o leucossoma e o melanossoma. Se o

grau de fusão que a rocha foi exposta foi muito alto, então torna-se difícil

reconhecer o migmatito, pois a rocha terá uma aparência típica de um

granitoide ígneo, neste caso estamos diante de um processo de anatexia,

fusão total da rocha

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Figura 1 – Exibe o ciclo das rochas e mostra que para que uma rocha sedimentar se funda

totalmente para a formação de uma rocha ígnea é necessário que essa para pelos processos

metamórficos.

Dois modelos tectônicos são discutidos para a geração destas rochas:

um modelo envolvendo duplicação crustal inicial (tipo Alpino-Himalaiano) e

outro sem espessamento crustal significativo. O primeiro modelo é compatível

com os modelos tectônicos existentes na literatura para este segmento do

cinturão. Neste modelo, o ápice térmico é alcançado após a tectônica

compressiva e a duplicação crustal, num intervalo de parâmetros físicos

normais, sob condições metamórficas compatíveis com as fácies anfibolito alto

a granulito. A anatexia sin-colisional ocorre mais facilmente na presença de

uma crosta relativamente quente e/ou sob condições de saturação em água. O

segundo modelo envolve a injeção de magma e/ou fusão parcial na base da

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crosta, com a transferência de calor para a crosta média sendo promovida pela

ascensão de magmas. As condições de P e T compatíveis para fusão parcial

extensiva ocorrem logo após ao ápice do espessamento crustal, pois durante

esta fase (fase sin-colisional) as fusões expressivas são condicionadas pela

disponibilidade de água no sistema ou pela existência de uma crosta

anormalmente quente. A deformação em estado sólido imposta à estas rochas

pode ser explicada pela reativação das zonas de cisalhamento regionais ou

pela superposição contínua de estruturas durante a exumação do orógeno no

final do Ciclo Brasiliano.

Figura 2 – Mostra o principal processo de subducção de material provindo da superfície para

formação de magmas secundários (modificado de Chen e Grapes 2007)

Vários trabalhos na literatura têm discutido a possibilidade de fusões crustais

expressivas em períodos tardios ao espessamento crustal, período este que

pode ser muito variável, alcançando dezenas de milhões de anos (Figura 2). O

incremento da fusão parcial pode também ser dado pela “decompression

melting” devido a taxas suficientemente elevadas de denudação tectônica

(Hollister 1993, Inger 1994). Dentre os parâmetros importantes para esta

discussão, encontram-se as condições de pressão e temperatura esperadas

para promover a fusão parcial (anatexia) extensiva de metapelitos. Estas

condições são alcançadas quando as rochas regionais atingem condições de

metamorfismo compatível com o grau alto.

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Os trabalhos de petrologia experimental mostram que a temperatura de

fusão do mínimo granítico para ambientes saturados em água é de cerca de

600°C, com pressão de 10kbar (profundidades ao redor de 35 km). Contudo,

sob condições anidras, e com o mesmo valor de pressão, são necessárias

temperaturas mais elevadas para promover uma fusão parcial extensiva, as

quais devem atingir ao redor de 700 a 730° C, sendo estes os valores

considerados para a quebra da muscovita. Para a biotita, sob as mesmas

condições de pressão, estes valores são ao redor de 800° C (fig.3). Estas

reações são consideradas como marcadores do início da fusão parcial

extensiva e ocorrem em ambientes não saturados em água, o que parece ser a

situação mais comum da maioria dos ambientes crustais, sendo isto compatível

com níveis de crosta média/inferior (Stevens & Clemens 1993). Esta afirmação

se contrapõe à clássica interpretação de LeFort (1986) e LeFort et al. (1987),

que consideram a presença abundante de fluidos aquosos nas rochas do bloco

inferior footwall em regiões associadas com tectônica de empurrão. Nesta

condição tectônica, tais fluidos seriam capazes de promover a fusão

generalizada de rochas relativamente mais quentes situadas no bloco superior

hanging wall deste sistema de falhas, segundo o modelo de metamorfismo

invertido (“ferro-de-engomar”) em ambiente de crosta média (Harris & Massey

1994). Barbarin (1996) divide os granitos peraluminosos em dois grupos: um

contendo moscovita e outro, cordierita. A origem destes granitos é atribuída à

fusão parcial de rochas crustais, envolvendo anatexia crustal sob condições

‘úmidas’ (primeiro grupo) ou ‘secas’ (segundo grupo).

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Figura 3 - Geração de granitos do tipo-S por fusão parcial de metassedimentos: (A) - Regimes

térmicos transitórios impostos pelo relaxamento de uma perturbação térmica inicial gerada por

empurrão a 35 km de profundidade; (B) - Caminho P-T-t teórico para rochas a profundidades

de 40, 50, 60 e 70 km, com intervalos de 10 Ma; Em (C) e (D), as profundidades são de 8.75,

17.5, 26.25 e 35 km, com a deformação sendo homogênea no intervalo de 30 M.a. Curvas de

quebras de minerais por fusão: com água em excesso;‚ micas em metapelitos;ƒ biotita e

hornblenda em granodioritos e tonalitos;„ hornblenda em anfibolitos.

Os granitos com muscovita são gerados em ambientes tectônicos sob

condições de crosta espessada e afetada por empurrões ou por grandes

cisalhamentos crustais, enquanto os granitos com cordierita são gerados em

regiões submetidas a underplating ou injetadas por magmas do manto. Para

alguns autores, o processo de geração de leucogranitos peraluminosos é

inteiramente crustal e não envolve influxo de material do manto (Patiño Douce

1999). England & Thompson (1984, 1986), com base em um trabalho de

modelagem matemática, apresentam um modelo de evolução térmica para

cinturões dobrados envolvendo a existência de uma crosta continental

duplicada. Neste modelo, o calor é transportado principalmente por condução,

com o fluxo térmico sendo proveniente de duas fontes: do manto, com um valor

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constante, e da crosta, como produto de decaimento radioativo. Considerando-

se esta situação tectônica (duplicação por empurrões), juntamente com os

parâmetros físicos com significado geológico para a litosfera continental, as

condições térmicas instaladas logo após a tectônica compressiva (duplicação)

não favorecem a geração de fusões parciais expressivas (fig.3). As figuras em

(A) e (B) mostram a modelagem instantânea de um empurrão ocorrido a 35 km

de profundidade, onde são utilizados valores médios crustais de parâmetros

como condutividade térmica, produção interna de calor por decaimento

radioativo e fluxo térmico proveniente do manto. Considera-se que a erosão de

35 km de crosta ocorreu a 100 Ma., tendo iniciada a 20 Ma. após a duplicação

crustal (England & Thompson 1984). Nas figuras 2C e 2D, a geoterma 0 (antes

do espessamento) corresponde ao gradiente geotermal médio de áreas que

foram sujeitas a eventos tectônicos em épocas anteriores a 250 Ma. Após um

aquecimento isobárico de 30 Ma, as rochas são exumadas por uma tectônica

extensional, por igual período. Além disso, o regime termal difere nos valores

de produção interna de calor e da contribuição do manto ao fluxo térmico

crustal (mod. De England & Thompson 1986).

A condição tectônica acima promove a depressão das geotermas

(Glazner & Bartley 1985), de tal modo que quantidades significativas de fusões

são esperadas durante a instalação de regimes térmicos transitórios (England

& Richardson 1977). A instalação destes regimes coincide com o período de

relaxamento térmico e de soerguimento da pilha espessada. Assim, o

aquecimento efetivo da pilha orogênica ocorre somente após o pico de pressão

inicial.

Nesta fase, as rochas metassedimentares alcançam mais facilmente

temperaturas em condições compatíveis com a fácies anfibolito alto a granulito,

sendo aí então o momento em que são geradas fusões graníticas mais

expressivas. No modelo apresentado por, a geração de fusões crustais sin-

colisionais é fortemente dependente da presença de água no sistema e de um

fluxo térmico relativamente elevado. Em alguns casos examinados pelos

autores, as temperaturas na Moho são superiores a 1000 °C. Em outros casos,

dependendo dos parâmetros utilizados, esta temperatura é alcançada em

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profundidades ao redor de 40 km, o que é considerado um valor não realista

para esta situação tectônica.

Assim, a disponibilidade de água livre no sistema e o conhecimento da

estrutura termal da litosfera pré-colisional constituem-se em parâmetros

importantes para a discussão da origem destasmrochas durante a fase de

espessamento principal. Para valores de temperatura na Moho em torno de

500°C, ou próximos do valor requerido para gerar o liquidus granítico saturado

em água (ao redor de 600°C, com pressão de 10kb – Harris et al. 1986), a

geração extensiva de fusão crustal neste momento é fortemente dependente

dos parâmetros acima.

Desta forma, mesmo que a origem destas rochas esteja vinculada ao

espessamento crustal e perturbações térmicas impostas pela tectônica

compressiva no modelo colisional, é mais provável que elas tenham sido

geradas após o ápice de pressão experimentado pelos seus protólitos. Por

outro lado, mesmo assumindo o modelo de formação de granitos

peraluminosos (tipo-S) no ‘momento’ da colisão, o modelo prevê também a

geração de granitos posteriores, constituindo-se assim em um fenômeno

essencialmente não simultâneo e transitório, cujo intervalo depende de vários

fatores, tais como profundidade de soterramento experimentada pelas rochas.

As próprias incertezas dos métodos geocronológicos utilizados. Portanto, as

idades obtidas nestas rochas devem ser consideradas, mais apropriadamente,

como idades mínimas de um evento de espessamento crustal (colisão). Os

granitos fortemente peraluminosos são formados em vários tipos de orógenos

como o resultado de processos pós-colisionais. Distingue os granitóides

formados sob condições de alta pressão (espessamento crustal = 50 km) e de

alta temperatura (espessamento = 50 km). Os primeiros evoluem em dois

estágios: (i) estágio de aquecimento radiogênico in situ, sincolisional e, (ii)

estágio de fusão por descompressão pós-colisional. Os últimos envolvem uma

fonte de calor originada no manto, com a temperatura sendo igual ou superior a

875°C. Segundo o autor, nos orógenos de alta temperatura, a anatexia crustal

é produzida pela delaminação pós-colisional e ascensão da astenosfera

quente. Por outro lado, Barbarin (1999) considera que estes granitos são

gerados no momento de ‘clímax’ da orogênese, com seus magmas sendo

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formados durante a fase tectônica compressiva. A sua colocação colocação

ocorre somente em condições distensiva ao longo de zonas de cisalhamento

ou sob condições de relaxamento local.

4- CARACTERISTICAS DO MAGMA GERADO A PARTIR DE

METAPELITOS

As rochas granitóides exibem aspectos estruturais, texturais,

mineralógicos e geoquímicos altamente variáveis, denotando que tais rochas

podem ser originadas por diversos processos petrogenéticos e em ambientes

geotectônicos muito distintos. Este fato permitiu, ao lado da classificação

puramente mineralógica adotada pela IUGS, o surgimento de uma série de

outras classificações refletindo essencialmente diferenças genéticas entre os

vários tipos de granitóides.

Os magmas formados pela fusão de metapelitos apresentam composição

restrita, desenvolvendo um espectro composicional (composição modal) que

circunda o ponto eutético tríplice do sistema Q-FA-P. assim esses magmas são

capazes de gerar granitos dos campos 3a e 3b (ver figura 1, adiante), podendo

ocorrer granodioritos e raros tonalitos. Granitos que tem sua origem apartir da

fusão de rochas metassedimentares são conhecidos como granitos tipo-S, A

classificação dos granitos em “tipo-S” foi proposta por Chappell e White

(1974), baseado no estudo dos granitos da Zona Orogênica de Tasman

(sudeste da Austrália). Uma classificação aproximadamente equivalente a

anterior foi proposta por Ishihara (1977) que agrupa os granitos em “magnetita

granitos” e “ilmenita granitos” para designar, respectivamente, granitos de

origem profunda (originado por refusão de rochas ortoderivadas) e de origem

crustal (originados pela fusão de metassedimentos). A distinção geoquímica e

mineralógica desse tipo granito encontram-se simplificada no quadro abaixo.

GRANITOS TIPO - S

equivalentes a “Ilmenita Granitos”

“Ilmenita-monazita Granitos”

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- Tende a ocorrer em composição restrita; pouco diferenciada, com

composição somente ácida.

- Teor de SiO2 maior que 65%

- Baixas temperaturas de formação, 650o e 680o

- Biotitas com altos teores de Fe

- Muscovita, monazita, cordierita, granada, sillimanita presentes

- Moles Al2O3/(Na2O+ K2O+CaO) maior que 1,1

- Altos teores relativos de Fe, Li, Cs e Be

- Conteúdo de sódio relativamente baixo (<3,2% de Na2O em rocha com 5%

de K2O), decrescendo para menos de 2,2% em rochas com cerca de 2% de

K2O

- Baixos teores relativos de Sr e alto de Rb

- Comp. normativa com mais de 1% de corindon

- Razão inicial de Sr87/Sr86 alta (> 0,708)

- Razão Fe2O3/FeO baixa, com formação de ilmenita

- Eu com nítido esgotamento

- 18O maior que 10%

- Baixo teor de platinóides típicos de uma derivação mantélica

Tabela 2 – Mostra as principais características de um granito tipo-S

Os granitos do tipo-S contêm granada, sillimanita e, localmente,

cordierita (Cunha et al. 2000) Muitos deles foram descritos anteriormente como

gnaisses kinzigíticos, contendo enclaves de origem metassedimentar

(calcissilicáticas, quartzitos, biotita gnaisses, anfibolitos) deformados, os quais

conferem muitas vezes em escala de afloramento uma estrutura gnássica a

estas rochas. Podem apresentar também uma intensa deformação no estado

sólido, e recristalização em alta temperatura de minerais como feldspatos,

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sillimanita e quartzo. Este processo, além de promover o desenvolvimento de

rochas com texturas miloníticas, incluindo microestruturas planares e fitadas,

com ribbons de quartzo e microclina, pode ter contribuído para diferenciação de

bandas micáceas e quartzo-feldspáticas.

Os granitos-S resultam das feições de sua rocha origem que foram

geradas pelos processos de intemperismo químico. Trata-se de uma rocha

granitoide leucocrática (granada, moscovita, sillimanita e turmalina), foliados e

gnaissificados, de composição granítica a granodiorítica, ricos em enclaves

metassedimentares (calcissilicáticas, quartzitos, granada-biotita gnaisses). De

com composição aluminosa (granitos peraluminosos), podendo, daí, apresentar

minerais como muscovita, granadas, biotita com pleocroísmo vermelho/marrom

(devido ao baixo Fe2O3/FeO), sillimanita e cordierita. os granitos-S apresentam

sílica superior a 65% (são sempre ácidos). Em segundo lugar, o caráter

francamente peraluminoso dos granitóides tipo-S é ressaltado pelo índice

Al2O3/CaO + Na2O + K2O 1,05, que acentua-se com o aumento de índice de

cor dos granitóides considerados. O menor teor de Na nos granitos-S reflete a

sua origem metassedimentar, onde o Na é removido durante processos de

intemperismo químico, ao mesmo tempo em que ocorre enriquecimento relativo

de Al. A relação Fe3+/Fe2+ é baixa nos granitos tipo-S. Os granitóides-S são, em

média, mais ricos em Rb, metais de transição (Pb, Cr e Ni) e pobres em Sr, Cu

e Mo.

5 - LOCAIS DE OCORRENCIA DOS GRANITOS TIPO-S

Importantes ocorrências desses granitos são relatados nos municípios

de Rio Turvo, Serra das Araras, Rio de Janeiro e Desengano, Serra dos

Órgãos e Bela Joana. Domínios Alto Rio Grande, Juiz de Fora, Paraíba do Sul;

Serra dos Órgãos e Litorâneo Norte e Sul; Cráton São Francisco; Zona de

Cisalhamento Paraíba do Sul; VR- Volta Redonda; TR- Três Rios e PT-

Petrópolis. O mapa abaixo mostra a ocorrência e a forma desses corpos

graníticos.

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Figura 4 - Mapa de distribuição dos principais granitóides dos tipos-S e -I do Estado do Rio de

Janeiro. Suítes graníticas do tipo-S: Rio Turvo (RT), Serra das Araras (SA), Rio de Janeiro (RJ)

e Desengano (DS). Batólitos graníticos do tipo- I: Serra dos Órgãos(SO) e Bela Joana (BJ).

Domínios Alto Rio Grande (DARG), Juiz de Fora (DJF), Paraíba do Sul (DPS); Serra dos

Órgãos (DSO) e Litorâneo Norte (DLN) e Sul (DLS); Cráton São Francisco (CSF); Zona de

Cisalhamento Paraíba do Sul (ZCPS); VR- Volta Redonda; TR- Três Rios e PT- Petrópolis.

6 - CONCLUSÃO

O conhecimento dos protolitos sedimentares e sua composição modal

são uma importante ferramenta quando se procura entender a historia evolutiva

da rocha neoformada. Esse é o caso de dos granitos do tipo-S que se formam

a partir da fusão de rochas metapeliticas, conhecimento esse que é

fundamental para estudos petrológicos e petrogênicos de uma determinada

região.

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Magma formado por fusão de metapelito