UNIVERSIDADEINSTITUTO DE

DE SÃO PAULOGEOCIÊNCIAS

DEDALUS-Acervo-lGG

coNTRlBUlçÄO À PETROLOGIA DAS ROCHAS

CHARNOCKÍTICAS DE UBATUBA, LESTE DOESTADO DE SÃO PAULO

Reiner Neumann

Orientador: Prof. Dr. José Vicente Valarelli

l lilil ilril ilililril iltil ilil ilil ililt ilil ililt iltil llil flil

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{,lrol

COIUIISSÃO JULGADORA

nomo

Dr. J.V.ValarelliPresldente:

ExamlnadoroB: Dr. A.C.Artur

Dr. V.A.Janasi

SAO PAULO1993

SUMÁRIOpágina

RESUMO ...............iv

A8STR4CT.............. ........."...vi

LISTA DE FIGUR4S............... ......viii

LISTA DE TABELAS......... ....... ...........'xi

LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS... ...................xii

LISTA DE AI\[ßXOS..'.'....... ..........."""xiv

AGRADECIMENTOS...'........... ' xv

CAPÍTULO r - INTRODUÇÃO...... ....... .. I

Localizaçáo............... . ...".'.........'.1Objetivos.. ........1

CAPÍTULO II - TRABALHOS ANTERIORES....... ........,...,,....2

O Complexo Costeiro. ..........2

As Rochas Charnockíticas de Ubatuba. ...-............4

CAPÍTULOM-METODOLOGIA,.... ....,..,12

Mapeamento Geológico............... .........'....'....12

Petrografia .... ........ '.... 13

Análises Químicas... ........13

Geotermobarometria.. .'.......'.........15

Quimismo Mineral..... .....'.'15

Geotermômetro clinopiroxênio-ortopiroxênio .... '.. l6

Geotermobarômetro anfibólio-plagioclásio. ...... -. '....20

Geotermômetro plagioclásio-feldspato alcalino............... ......22

Geotermobarômetro ferrossilita+fäialita+quarL2o........... ...........25

Inclusões Fluidas...... .....................25

CAPÍTULO w - MAPEAMENTO E DESCRIÇÃO DOS LITOTIPOS....... . .............2e

Descrição dos 1itotipos................ ........'...29

Relações de contato. '....'.-'.47

Deformação............... ...........48

CAPÍTULO V - GEQUÍMICA DE ROCHA TOTAL... ...................s0

CAPÍTULO VI - GEOTERMOBAROMETRIA...... .. .65

Inclusões Fluidas...... .'.."..65

Resultados ............65

Discussão e conclusões...... ...........66

Quimismo Mineral..... ........68

Equilíbrio ortoferrossilita-faialita-quartzo. .................68

Ortopiroxênio-clinopiroxênio..... .............70

nnfibólio-plagioclásio ........71

PlagiocLisio-feldspato alcalino..... ........72

Integração dos resultados e discussão.......... .................,..73

CAPÍTULO vrr - coNcl,usÕes........ ...................7s

cApÍTULo vrn - REFERÊNcrAs BTBLIocRÁFrcaS........ ..................82

lll

RESUMO

Reconhecem-se, na regão de Ubatuba (leste do Estado de São Paulo), pelo menos

seis corpos lenticulares de nr-charnockito, em geral em contato transicional com um

hornblenda-biotita granito. O corpo maior aflora em aproximadamente 250 km2, o segundo

em 12 km2, e os outros quatro em menos de 3km2' '

O charnockito apresenta-se como rocha de coloração verde escuro, leuco- a

hololeucocrâtica, equigranular a porfirítica de matriz média-grossa, geralmente pouco ou não

foliada. Mineralogicamente o charnockito compõe-se de ortoclásio micro- e mesopertítico,

plagioclásio, por vezes antipertítico, quartzo, ferrohastingsita e ortoferrossilita, com zircão,

apatita e opacos (magnetita e ilmenita) como minerais acessórios comuns. Biotita éfreqtiente, a hedenbergita pode ocorrer. Allanita e titanita são acessórios raros. A paragênese

primária provavelmente foi ortoferrossilita + ortoclásio mesopertítico + plagioclásio

antipertítico*Quartzo*acessórios+hedenbergita,eaferrohastingsitaebiotitasãoresultantes de transformações a partir dos piroxênios, assim como parte das lamelas de

exsolução da mesopertita se agruparam e formaram grãos individualizados. A rocha

classifica-se como rz-charnockito, plotando-se as norrnas CIPW no diagrama QAP ao invés

das modas.

O hornblenda-biotita granito que em geral faz contato com o charnockito tem

mineralogia similar, mas sem piroxênios. Apresenta-se geralmente mais foliado, com

desenvolvimento de porfiroblastos de quartzo, e seus feldspatos tem tendências a expulsar as

exsoiuções; o ortoclásio apresenta transformação para microclínio.

Os diagramas de tendência, para os elementos maiores, apresentam disposição num

único trend evolutivo, com decréscimo de todos os elementos, à excessão do potássio, com

aumento de SiOr. Os elementos menores em geral não definem tendência. O diagrama Rl-R2

com campos definidos por Batchelor & Bowden (1985) indica para as análises do

charnockito de Ubatuba uma evolução decorrente de fusão parcial em ambiente geotectônico

tardi-orogênico. Alguns outros sistemas classificatórios comuns para granitóides não

permitiram classificação, mas na sua concepção não foram contemplados granitóides

formados em ambiente tardi-tectônico.

A utilização combinada dos estudos microtermométricos e de quimismo mineral

(geotermômetros e geobarômetros) permitiu estimar as condições de cristalização em

temperatura e pressão de, respectivamente, 850+50'C e 7.0t0.5 kb, com Pfluido.(( P,o*I., e

X"ro muito baixa. Os geotermômetros/geobarômetros baseados em feldspatos e anfibólio

forneceram estimativas para P e T muito inferiores, corroborando seu reequilíbrio ou

formaçãc posterior.

A idéia de origem magmática para as rochas charnockíticas de Ubatuba, já defendidapor outros autores, merece amplo respaldo neste trabalho. Da mesrna maneira" as datações

de Crasparini & Mantovani (1979), entre outras, que fornecem idade de aproximadamente

550 Ma para a formação do charnockito, com evento retrometamórfico em

aproximadamente 480 Ma" são compatíveis com o observado.

Desta form4 e levando em conta as afirmações destes autores e de Siga et al. (1989)que sua assinatura isotópica revela derivação de crosta continental, as rochas charnockíticas

de Ubatuba devem representar uma situação de crosta continental duplicada no limiteProterozóico Superior - Fanerozóico.

ABSTRACT

Six lenses of zr-charnockite could be recognised at the Ubatuba region, east of São

Paulo State, mainly in transitional contact with an hornblende-biotite granite. The largest one

crops out at about 250 km2, the second 12, and the others less then 3 km2.

The charnockite is a dark-green coloured, leuco- to hololeucocratic rock,

equigranular to porphiritic with medium to coarse grained matrix, and shows little or none

foliation. It's mineralogy comprises micro- and mesoperthitic orthoclase, antiperthitic

plagioclase (oligoclase), quartz, ferrohastingsite and orthoferrosilite. Biotite is quite

coÍrmon, and hedenbergite may occur. Zircon, apatite, magnetite and ilmenite are the main

accessory minerals, and allanite and sphene are rare. The originall paragenesis probably was

mesoperthitic orthoclase, antiperthitic plagioclase, qvartz, orthoferrosilite and the accessory

minerals (with or without hedenbergite), and ferrohastingsite and biotite are due tosecondary transformations of the pyroxenes. Related to this process, the exsolution lamellae

from the mesoperthites migrated, originating plagioclase grains. Displaying CIPW normative

analysis on the QAP diagram, the rock can be named rz-charnockite.

The mineralogical composition of the hornblende-biotite granite is similar to the

charnockite, but pyroxenes are absent. Generally the gianite presents a stronger foliation,

with quartz porphiroblasts, and the orthoclase is reordering its structure to triclinic

microcline.

Ha¡ker diagrams for the main elements show a single trend, the oxides content

decreasing as silica increases, and only KrO increases with silica increasing. Minor elements

don't display any trend. tsatchelor & Bowden's (1985¡ tectoruc rnterpretatlon tor the Rl-l{2diagram indicate a late-orogenic, equilibrium partial melting controlled evolution for the

charnockites, and other common discriminating systems failed in classifying it. This systems

(Pearce et al. 1989, Maniar & Piccoli 1989) are not suitable for magmas generated in late-

orogenic environment.

Fluid inclusion and geothermobarometric studies indicate cristalization temperatures

and pressures of 850+50"C and 7.010.5 kb, under Pnu¡¿.(( P.o,, and low X"ro. Feldspar and

amphibole geothermometry/barometry calculate lower P and T values, due to its secondary

origin.

The magmatic origin for Ubatuba charnockites, as quoted by other authors, is

supported by this work. füochronological data from Gasparini & Mantovani (1979) suits

well to the observed features, and an age of about 550 Ma, with weak retrometamorphic

event at about 480 Ma, can be accepted at time. A granitic magma generated by partial

melting from upper crus¡ai sourue rock and emplaced at the shown P-T conditions means

vt

that the Ubatuba charnockites represent a duplicated continental crust at the Phanerozoic-Proterozoic boundary.

LISTA DE FIGTJRAS

Capítulo IIX'igura ILl- Mapa geológico da regiõo de Ubatuba (IpT 1981)...........................................2X'igura IL2- Distribuiçõo dos elementos terras ra¡as normalizadapelo condrito dos ch¿rnockitos maciços e de minerais de Ubatub4segundo Gasparini & Mantovani (1929)....... ..... ..............óFigura IL3- Distribuição dos elementos terras rar¿s normalízada pelocondrito dos chamockitos bandados e de dique granítico de Ubatuba,segundo Gasparini & Mantovani (1979)..... ........................jX'igura IL4- Distribuição dos elementos terras ra¡as normalizada pelamédia das ardósias norte americana (North american shales compositesample) de Ubatub4 segundo Gasparini & Mantovani (1929)............... ................................7Figura ILS- Distribuição dos elementos traços normalizada pelacomposição média dos granitos de baixo cålcio, segundo Gasparini& Mantovani (1979).............. ...................8Figura ILG Isócronas Rb/Sr das amostras de Ubatub4 segundoGasparini & Mantovani (1979)......... .. ........................,.........,.....,.............9X'igura IL7- Diagrama isocrônico Rb/Sr em rocha total do-granitóidede Caraguatatuba, segundo Sigaet al. (1989)........... . ...,.........................10X'igura ILt- Evolução dos isótopos de Nd para o corpochamockítico de Caraguatatub4 segundo Sigaet al. (19g9)....... . . . . . . , . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . , . . . I I

Capítulo IIIFigura III.I- Diagrama de fases de COr, relacionando Tn com densidadedo flúido, e isócoras no âmbito das baixas temperaturas (Roedder 1984) ..,. .....,. ............26Figura fI.2- Diagramas de fase dos sistemas COr-\ e COr-CH4,relacionando Tn parcial (linha cheia) e final (linha pontilhada) a densidadee respectivas isócoras (van der Kerkhof 1990).............. .............................27

Capítulo VFigura V.1- Diagramas SiO, verszs óxidos das amostras de l1batuba...........,...,..........,......51tr'igura V.2- Diagramas TiO, vers¿¡s óxidos das amostras de Ubatuba.......................,...,....53Figura v.3- classificação das amostras de lJbatuba no diagrama de o'connor (r965).. ....53X'igura V.4- Classificação das amostras de lJbatuba segundo diagramade Mddlemost (1985). ............ ...............54

Figura V.5- Classifioação das amostras de llbatuba pelos parâmetros QPsegundo diagrama de Debon&Lefort(1983)............. ,...........................54

Figura V.6- Diagrama QAP mostrando a distribuição normativa das

arnostras de Ubatuba (Lemaitre 1989), com trends evolutivos segundo

Lameyre & Bowden (1982).......... ...........55

Figura V.7- Índice de Shand das amostras de Ubatuba....... .,....................55

tr'igura V.8- Distribuição dos parâmentros multicatiônicos A e B oalculados

a parti¡ das amostras de Ubatuba, segundo diagrama de Debon & Lefort (1983).................56

Figura V.9- Distribuição dos parâmentros multicatiônicos Q, B e F

caloulados a partir das amost¡as de lJbatuba, segundo diagrama de

Debon & Lefort (1983).... .......................56

tr'igura V.10- Distribuição dos parâmentros multicatiônicos Q e P

calculados a partir das amostras de llbatuba" segundo diagrama

de Debon & Lefort (1983)........, .......,....57

Figura V.ll- Distribuição dos elementos B4 Rb e Sr com interpretações

genéticas deEl Bouseily & El Sokkary (1975).............,. ..........,.................57

Figura V.12- Distribuição dos parômentros multicatiônicos Rl e R2

calculados a partir das amostras de lJbatub4 com interprètações de

ambientes tectônicos de Batchelor & Bowden (1985). .. .--.. . . ............58

Figura V.13- Distribuição logarítmica de Rb e Sr das amostras de

Ubatuba, em gráfico de Condie (1973)............... . ........ .58

Figura V.14- Distribuiçõo dos eiementos traços e potássio de [Jbatuba

normalizados pelo gramto de cadeia oceâruca de Pearce et al. (1984)........,..............,........i9

X'igura V.lS- Distribuição de SiO, ver.vrs Rb, com divisão dos campos

segundo Peuce et al. (1984) ............. .,................,...........59

X'igura V,16- Distribuição de SiO, verszs Y, com divisão dos campos

segundo Pearce et al. (1984) ........... . ..............................60

X'igura V,17- Distribuição de SiO, ver.vs Nb, com divisão dos campos

segundo Pearce el al. (1984) ............. ..............................60

X'igura V.l8- Distribuição de Rb vers¡¡s Y+Nb das amostras de

Llbatuba" segundo gráfico de Pearc e et al. (1985)... . .. ...61

Figura V.19- Distribuição de Nb verszs Y das amostras de lJbatuba,

segundo gráfico de Pearce et al. (1985)... .......,...,.............61

Figura V.20- Diagrama SiOr-çO das amostras de lJbatuba com

limites de Maniar & Piccoli (1989).............. .. ,. , ... .62

Figura V.21- Diagrama SiO2..4.l2O3 das amostras de Ubatuba com '

limites de Maniar & Piccoli (1989)............... ....................62X'igura V.22- Diagrama SiOr-FeO*/@eO*+MgO) das amostras de l

tlbatuba com limites de Maniar & Piccoli (1989)... ..........,62Figura V.23- Diagrama MgO-FeO*, derivado do diagrama AFIvf, das

amostr¿s de Ubatuba com limites de Maniar & Piccoli (1989)... .................63 l

Ì'igura V.24- Diagrama MgO+FeO*-CaO, derivado do diagrama ACF,

das amostras de Ubatuba com limites de Maniar & Piccoli (1989)... ..........63F'igura V.25- Figura I de Maniar & Piccoli (1989), representando os diferentes

tipos de granitóides constantes de seu estudo representados em diagrama eAp ..................64

CapÍtulo VIFigura VI.l- Diagrama de fases do CO2, mostrando isócoras

corespondentes às Tt¡* de inclusões supostamente primif ias de

lJbatuba. Diagrama de Roedder (1984).,,.. .,,....,,,.....,.......65X'igura VL2- Diagrama de fases de transformações meta-estáveis de CO,de alta densidade, mostrando isócora correspondente à inclusõo de alta

densidade encontrada em lJbatuba. Extrapolado de Roedder (19S4)...................................66

X'igura VI.3- Faixa de pressão e temperatura na qual o líquido contido

em inclusões supostamente primá¡ias de Ubatuba foi aprisionado, assim

como de inclusão de CQ superdenso. Diagrama de Roedder (1984)..................... .............67Figura VI.4- Faixa de estabilidade da ortoferrossilita de Ubatuba,

considerando equilíbrio com quartzo e faialita, em função de pressão e

temperatura. Diagrama de Bohlen & tsoettcher (i98t)............,,. ...,...........ó9X'igura VL5- Faixas de pressão e temperatur¿ oalculadas para o charnockito

de Llbatuba a partir de pares orto- clinopiroxênio por diferentes métodos

e de pressões calculadas a partir de Al em honblendalhornblendas-plagioclásios..,.............74

Figura VI.6- Faixas de pressão e temperatura calculadas para o charnockito

de Ubatuba a partir de pares hornblenda-plagioclásio e plagioclásio-feldspato

alcalino por diferentes métodos..................... ...................75

Figura VL7- Faixas de temperatura calculadas para o charnockito de

llbatuba a partir de orto- e clinopiroxênios ....................... ........................76

LISTA DE TABELAS

Capítulo VIT¡bela VLI- Composição dos ortopiroxênios de [Jbatuba, considerando

os componentes ferrossilita, enstatita, rodonita e wollastonita.............................................6g

T¡bel¡ VL2- Temperaturas ("C) calculadas para cinco pares orto- clinopiroxênio

de Ubatubq pelos métodos de Wood & Banno (1973), Wells (1976),Kretz(1982, versão Ko) e Powell (1978)............... ....................70T¡bel¡ YL3- Temperaturas (oC) calculadas para orto- e clinopiroxênios

de lJb¿tubg pelos métodos d e Kretz (1982, versão clinopiroxênio)

e Lindsley (1983, versões orto- e clinopiroxênio)............... ........................71T¡bela VI.4- Temperaturas ("C) calculadas pelos equilíbrios hornblenda-plagioclásio

pelo método de Blundy & Holland (1990), e pressões (kb) calculadas pelos métodos

de Hammarstrom &. Zen (1986), Hollister et al. (1987), Johnson & Rutherford(1988) eFershtater (1990).......... ...........72T¡bela VLS- Temperaturas (oC) obtidas a partir de par plagioclasio-feldspato

alcalino de llbatuba" pelos métodos de Stormer (1975), Fuhrman & Lindsley(1986), Hasseltonet al. (1983) e Price (1985)...,...,.........:..-....... ...............73

LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS

CapÍtulo IVFotomicrografia W.l- Feldspato mesopertítico em contato com quartzo..........................30

Fotomocrografia fV.2- Ortoclásio mesopertltico de aspecto "rugoso,', em

contato com plagioclásio mirmequítico. Observar borda de plagioclásio (canto

inferior esquerdo).. ... ............ ...........31Fotomicrografia fV.3-Contato entre três grãos de feldspato mesopertítico,

com plagioclisio no interior do grão e no limite entre duas mesopertitas.............................31

Fotomicrografia rV.4- Plagioclásio antipertítico, com exsoluções de feldspato

alcalinocrescidasseguindodireçõescristalognificasdohospedeiro... .........33

Fotomicrogralia fV.5- Ortopiroxênio geminado, com finas exsoluções Iamelares

de clinopiroxênio....................... ..............34Fotomicrografia fV.6- Ortopiroxênio geminado, com finas exsoluções

lamelares de clinopiroxênio....................... .......................35Fotomicrografia fV.7- Ortopiroxênio levemente alterado envolto por homblenda

muito verde intercrescida com quart2o............. ................35Fotomicrografia fV.8- Ortopiroxênio fortemente alterado para filossilicato

alaranjado em contato com hornblenda poiquilítica contendo relictos de

ortopiroxênio em perfeita continuidade óptic4 além de quartzo e opacos...........................36

X'otomicrografia fV.9- Ortopiroxênio fortemente alterado pa.ra filossilicato

alaranjado sendo tr¿nsformado para homblenda, com fragrnentos reliquiares

de opx na hornblenda, e presença de opacos, quartzo e pÞgloclas¡o...,.............,.................36

Fotomicrogralia IV.IO- Ortopiroxênio sendo digerido para formação de

quartzo, magnetita e homblenda..... .........37

X'otomocrogralia IV.ll- Dois cristais de ortopiroxênio (com finas lamelas

de exsolução de opx, não visíveis neste aumento) sendo digeridos por homblenda.. ............37

Fotomicrografia fV.12- Ferrohastingsita muito verde intercrescida

simplectiticamente com quartzo... ............38tr'otomicrografia IV.l3- Ortopiroxênio (cristal maior) e clinopiroxênio em contato

aparentemente equilibrado, com quartzo...... ....,................39

Fotomicrografìa fV.14- Ortopiroxênio de cor de interferência amarelo

piilido intercrescido com clinopiroxênio de cor de interferência

mais alta, e também contornando-o.. .................,......,......,40

Fotomicrografiå fV.15- Homblenda verde envolta em biotita castanha-ama.re1ada.............40

Fotomicrografia W.16- Biotita avernelhada (secção basal)

intercrescida simplectiticamente com quartzo.. .................41Fotomocrografia fV.17- Intercrescimento simplectitico de biotitac¿stanho-ama¡elada e quartzo.... ..............42Fotomicrografia ry.lE- Biotita castanha crescendo radialmente às

expensas de magnetita. Notar duas gerações de biotitas, uma interna,

maciça" e outra extern4 intercrescida simplectiticamente com quârtzo................................43

X'otomicrografia fV.19- Biotitas casta¡has truncadas por quartzo.....................................43

X'otomicrografi a 1V.20- Ortoclásio mesopertitico apresentando

reordenamento da estrutura de monoclínica para triclínica (microclinio),

evidenciada pela formação de geminação em grade, e expulsõo

das lamelas de exsolução de plagioclásio.. ........................45Fotomicrografia I\/.21- Desenvolvimento de cristais de plagioclásio

orientados a partir das exsoluções em feldspato potássioo micropertítico.............,..............45

Fotomicrografia rY '22- Plagioclásio com exsoluções de feldspato alcalino granulares..,....46

LISTA DE ANEXOSAnero I- Esboço Geológico, escala l:100.000

Anexo II- Mapa de Pontos

Anexo III- Tabela de análises químicas

Anexo rv- Tabela de composiçöes químicas, fórmulas estruturais e relações moleculares dosortopiroxênios

Ane¡o v- Tabela de composições químicas, formulas estruturais e relações molecula¡es doscünopiroxênios

Anexo vr- Tabela de composições químicas e formulas estruturais das homblendasAnexo vlr- Tabela de composições químicas e relações moleculares dos plagioclásiosAne¡o vrrr- Tabela de composições químicas e relações moleculares dos feldspatosalcalinos

AGRADECIMENTOS

Este tr¿balho foi possiver graças ao apoio e ao incentivo de muitas pessoas einstituições, às quais desejo externar minha gratidão. Mesmo sabendo que argumas pessoasserão injustamente esquecidas, por conta da oorreria de ñnal de trabalho, gostaria de destacaralgumas:

Em primeiro lugar, meus sinceros agradecimentos ao meu orientador e amigo, profvalarelli, pela orientaçäo segura e sem paternarismos, com grande riberdade para procuraruma linha própria de trabalho, mas sempre presente questionando, ponderando, ajudando nosimpasses, de fato, orientando. Esta riberdade tem seu preço, mas a recompens4 em termosde independência e amadurecimento, é muito grande. Agradeço também o auxílio no campoe a obtenção das analises por miorossonda eletrônica.

AIém do orientador, tornou vi¡iver as várias semanas de trabalho de campo o auxíliodos colegas Francisco A. N. silva, Andréa c. y. Mattos, A¡de¡son Moraes, Antonio p.Silvestre, Alex Barbieri e Caetano Juliani, a quem muito agradeço.

Meus agradecimentos à Universidade de Bema, ao seu diretor, Dr. Ij. peters e aoDr. I Mercolf pelas análises químioas por XRF e microssonda. Aos Drs. Hans schorscher,Rômulo Machado e Mri'rio Figueiredo sou grato pelo auxìlio com a geoquímica.

À Dra Rosa Be o e ao Dr. R¿iner schurtz meus-agradecimentos pela obtenção ediscussão dos dados de microtermometria

À e4uipe da laminação do IGUSp agradeço pela excelência das lâminas delgadas esecções bipolidas, obra do seu chefe cláudio Hopp. A todo o Instituto de Geociênciasagradeço pela rffra-estrutura que utilzei por quase tfês anos.

Este trabalho não teria chegado a um fim se não fosse o estímulo (e a cobrança) quetive no centro de Tecnorogia Minerar - cETENrcMq, partiourarmente do Eng. Adão B.Luz, que permitiu que eu me dedicasse também ò dissertação.

Sou muito grato aos meus pais, pelo apoio (inclusive o financeiro), pela confiança epelo interesse que sempre tiveram no meu trabalho, Sem este apoio, esta dissertação nãoteria tido a mínima chance de chegar a um resultado.

Por fir* gostaria de agradecer a Cristin4 Caetano, Arnaldo, Heike, Andréa, Alex,Riccomini, carme4 Fernando, e muitos outros que não estão aquí, mas sabem que falo delestambém, pelo convívio extra-tese, que consegue criar condições para que o trabalhocontinue.

Ao relator anônimo, indicado pela comissão de pós-Graduação do IGUSp, sou gratopela cuidadosa revisão do texto preriminar, que em muito melhorou a quaridade deste.

Este trabalho teve o apoio financeiro da FAPESP, processo n 89/3160-8,

CNPq, através de bolsa de mestrado institucional concedida ao IGUSP.

CAPÍTULO I - INTRODUÇÃO

Lr - LOCALTZ,Aç¡'o

A área localiza-se no litoral norte do estado de São Paulo, entre a cidade de

Caraguatatuba e o limite com o estado do Rio de Janeiro. A cidade de lJbatuba ocupa posição

central da ocorrência dos charnockitos. Em termos de coordenadas, localiza-se, a grosso

modo, entre 44"45' e 48"18'W e 23"17' e 23"36'5.

Abrange uma área de 540 ¡tttz (IPT l98l), mas deste total o recobrimento quaternário

deve abranger I/3, resultando numa âreareal de 360 km2

As ocorrêcias do charnockito de Ubatuba ocupam parcialmente quatro folhasl:50000, editadas pelo IBGE: Caraguatatuba (1976), Ilha Anchieta (1974), Ubatuba(1981) e Picinguaba (197\.

I.2 - OBJETTVOS

As rochas charnockíticas de Ubatuba são pouco estudadas, apesar de alguns trabalhosabordarem assuntos específicos como geoquímica de elementos terras raras, tipologia de

zircões e geocronologia, mas ainda não existe sequer um mapa em escala apropriada. As

an¿ilises químicas de rocha total existentes, algumas delas já publicadas, não foram tratadas a

não ser de modo superñcial. Este trabalho, numa primeira instância, procura preencher esta

lacuna de conhecimento, mapeando o charnockito numa escala apropriada e apresentando uma

geoquímica de rocha total.

As próprias características das rochas de Ubatuba, ou seja, pouca deformação e

abundância de amostras frescas, tornam o corpo de Ubatuba um lugar privilegiado para o

estudo de charnockitos. Desta forma, avançou-se um pouco no estudo de suas inclusões

fluidas e no quimismo dos seus minerais principais, com o objetivo de se quantificar as

condições de cristalização da rocha. Martignole (1979) sugere que charnockitos limitemplacas proterozóicas em fase de colisão, pela sua profundidade de formação de 25-35 km,

condizente com uma crosta duplicada de 60 km de espessura, daí o grande interesse que este

tipo litológico desperta.

Com este estudo, objetiva-se um melhor conhecimento sobre a evolução geológica doleste paulista e da própria faixa costeira do sudeste do Brasil, muito carente de dados.

CAPÍTULO II - TRABALHOS ANTERIORES

tr.T - O COMPLEXO COSTEIRO

IPT (1981) insere os charnockitos de Ubatuba no Complexo Costeiro, unidade

litoestratigrâfica cuja definição foi remetida a Hasui et ø1. (1984), publicada portanto três anos

mais tarde (figura II.l).

PS.M

PSYc

AcM

AcH

oi

Qm

Qo

€oYi

PS pX

Figura II.1- Mapa geológico da região de Ubatuba (IPT l98l). Qa-sedimentos aluvionares;

Qm-sedimentos mistos; Qi-sedimentos continentais indiferenciados; eOyi-suítes graníticas

pós-tectônicas, fäcies Itú; PSyc-suítes graníticas sin-tectônicas, fácies Cantareira, PSpX-

Grupo Açunguí, Complexo Pilar; PSeIVI-Grupo Açungüí, Complexo Embú; AcM-Complexo

Costeiro, piroxênio granulitos, granulitos quartzo-feldspáticos, charnockitos e rochas granito-

gnáissicas a hiperstênio, incluindo anfibolitos e serpentinitos localmente migmatizados, AcIl-Complexo Costeiro, charnockitos, kinzigitos e rochas granito-gnáissicas com hiperstênio com

migmatização e feldsp arizaçáo sobrepostas

ffir+TlF++l

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O Complexo Costeiro é delimitado pela Falha de Cubatão e pelo Lineamento de Além-Paraíba, respectivamente a norte e a leste, e recoberto a sul pelo Complexo Turvo-Cajatí (IPT1e8l).

Engloba diversas urudades e coryuntos heterogeneos, a malona pouco estudada e comrelações pouco conhecidas (Hasui et al. 1984). É constituído por metamorfitos de fäcies

granulito e anfibolito, que sofïeram migmatização e granttização em graus variáveis. Os tiposlitológicos predominantes são gnaisses e migmatitos bandados e facoidais, com cálcio-silicáticas, mármores, metavulcânicas, formações ferríferas, quartzitos e xistos magnesianos

subordinadosr\Destacam-se ainda corpos máficos, por vezes ultramáficos, como os de piên,

Barra Velha e Bairro do Marisco, e intrusivas dioríticas, monzoníticas e sieníticas.

Os granuiirus i¡tciuídos lo Corrrplcxu Cusieii'o dispõv-se Er¡r L,olsõcs, i¿ix¿" c ¡rúuiçu.,

esparsos, citam-se um núcleo às margens do rio Turvo, possível prolongamento do ComplexoGranulítico de Serra Negra, um pequeno bolsão na região de São Sebastião, o Maciço de

Itatins e a faixa entre Caraguatatuba e o limite entre os Estados e São Paulo e Rio de Janeiro.

Litologicamente, são caractenzados por piroxênio granulitos, granulitos quartzo-feldspáticos,

kinzigitos, charnockitos e granito-gnaisses com hiperstênio, localmente migmatizados, e comanfibolitos associados (IPT l98l).

Dentre as ocorrências de rochas básicas, mereceram atenção pelas dimensões as

ocorrências de gabros e quartzo dioritos ao sul do reservatório de Paraibuna e os metabasitos

(metagabros, metadioritos, quartzo dioritos e ortoanfibolitos) do Complexo Bairro doMarisco, SE de Caraguatatuba.

Os metassedimentos desta unidade incluem os micaxistos, magnetita xistos e xistosmagnesianos, intercalados por quartzitos, cálcio-silicáticas e filitos da Seqüencia Cachoeira,

atribuída a um possível "greenstone-belt" no extremo sul do Estado. Incluem também

mármores, dolomitos e calcários de Pedro de Toledo e os corpos alongados de quartzitos de

Juquiá, São Vicente e Paraibuna (IPT 1981).

A direção geral das estruturas no Complexo Costeiro é NS a NE, possivelmente

resultantes de deformações brasilianaç.à excessão da região do Maciço de Itatins e da

Seqüencia Cachoeira, onde são NW, ocorrendo também EW e NS subordinadas,

possivelmente reorientadas por ação dos falhamentos de Itariri e Cubatão (IPT 1981).

Rideg (1g74),ao estudar a região que compr""ni. Bertioga e Mogi das Cruzes, definedois complexos litológicos, Suzano e Itatinga. O seu Complexo Itatinga localiza-se a sul da

Falha de Cubatão, e deve corresponder ao Complexo Costeiro local. Destacam-se neste

complexo gnaisses e migmatitos, dividindo-se estes últimos em três unidades separadas

unicamente pela sua área de ocorrência, sem relações de contato definidas.

O mesmo autor define na ârea quatro eventos de falhamentos; o primeiro (600Ma oumenos) tem direção nordeste e divide a ârea em blocos tectônicos distintos; o segundo evento(200Ma ou mais) tem direção EW; o terceiro (l30Ma ou menos) desloca diques básicos

cretáceos destral- e sinistralmente, e o quarto evento de falhamentos afèta os sedimentos da

Bacia de São Paulo. Somente o primeiro evento parece afetar o Complexo Costeiro.

João Fernandes (1991), em perfis regionais que se aproximam de Caraguatatuba,

Ubatuba e Parati, reconhece uma unidade muito contínua e homogênea de gnaisses bandados

com quartzitos e cálcio-silicáticas métricas, com "boudins" de alteração ocre freqüentes, e em

íntima associação com gnaisses microporfiroblásticos.

Em termos de estruturas, a mesma autora define a foliação principal Sn de

rransp<tsiçàu, paraieia aus ba¡tciamentos oonrposicicurai e nreramórfico, c associaci¿x o

recristalização de sillimanitas sin-cinemáticas. Esta foliação é afetada por uma fase Dn*I,gerando dobras muito fechadas, contínuas, inversas e com planos axiais de elevado mergulho,

com charneiras espessadas, e que produz uma foliação plano-orial Sn+l importante.

Paralelamente à Sn+l injetam-se granitos de forma tabular, com biotita, muscovita eturmalina, foliados. A fase Dn+l origina tambem intensa lineação mineral paralela aos eixosdas dobras, dada pelo estiramento de quartzo e orientação de micas. João Fernandes (1991)sugere ainda a existência de uma fase pós-Dn*I, com raras evidências de dobras abertas e sem

foliação associada, clivagens de fratura e crenulações.

IL2 - AS ROCHÁ.S CHARNOCT<ÍTICES DE UBATUBA.

Diversos pesquisadores fizeram menção aos charnockitos de Ubatuba, mas estes nunca

foram alvo de um estudo sistemático.

Damasceno (19ó6) citou os charnockitos como encaixantes de diques básicos eultrabásicos na região em apreço, e apresenta uma datação (K-Ar, K-feldspato) de 445,0Ma.

Ebert (1968) comentou que as pequenas ocorrências de ortocharnockitos de Ubatuba

encontram-se na zona central das Paraibides. Em 1973, o mesmo autor prova o seu caráter

ortoderivado pela não-associação com kinzigitos.

Minioli (1971) datou rochas charnockíticas e relacionadas (akeritos, hornblenda

dioritos) e determinou idades K-Ar (feldspato, anfibólio e, pricipalmente, biotita) entre443+13 e 517+21 Ma, com concentração entre 470 e 480 Ma, idade esta que o autorconsidera representativa do levantamento epirogenético da cadeia montanhosa, pós-

metamórfico.

Wernick & Penalva (1974) comentaram a homogeneidade composicional e textural,bem como a aparente circunscrição do corpo.

Freitas (1976) descreve no litoral norte do Estado de São Paulo duas cintas

orogênicas, com base em critérios litológicos, metamórficos e estruturais: uma cinta mais

antiga, onde predominam migmatitos, afetados pela orogenia Eparcaica (1.7 Ga), que

denominou de Grupo Peruíbe, embasamento, apos soerguimento e erosão, de um geossinclinai

précambriano superior, onde se depositara¡n, no eugeossinclinal, rochas que originariam oGrupo Litoral ou Costeiro, e, no miogeossinclinal, outras que originariam o Grupo São

Roque. Os Grupos Costeiro (ou Litoral) e São Roque formariam a cinta NE-SW, mais

recente.

Os charnockitos, segundo Freitas (1976), são "intrusivas paleomagmáticas

sienodioríticas", colocadas entre 450 e 425 MLa, e formam uma cúpula de uma intrusão

granociioritica. Sua gnaissificação foi superimposla a uuìa esrrutur.a íìuiciai originai. Enquacii.,

os charnockitos na sua linhagem paleomagmática, seqüencia do Granito, série rica em quartzo,

embora reconheça seu parentesco com a linhagem dinamometamórfica, particularmente com

os granulitos.

Freitas (1976) apresenta ainda a primeira investigação petrográfica do charnockito,

descrevendo ortoclásio pertítico (45%), plagioclásio (oligoclásio, com mirmequita, 10yo),

quartzo (35yo), hiperstênio (parcialmente transformado em hornblenda), biotita, zircão,

apatita, alanita e magnetita.

Silva ef al. (1977), mapeando parte da área em 1:250000, destacaram a pluralidade

dos termos litológicos, onde se sobressaem as rochas charnockíticas e afins, granitos

gnáissicos e migmatitos geralmente oftalmíticos no assim denominado Complexo Ubatuba.

Petrograficamente, suas analises são restritas, recorrendo freqtientemente às de Freitas

(1976). Os tipos litológicos encontrados foram monzonitos, sienodioritos, granodioritos,

charnockitos, akeritos, cortados por diques graníticos, leucograníticos e granodioríticos, e,

posteriormente, por diques básicos a intermediários, atribuídos ao Mesozóico.

Silva el al. (1977) ainda concordam parcialmente com Freitas (1976) quanto à gênese

do Complexo [Jbatuba: supõe que as rochas charnockíticas e afins foram geradas por

magmatismo ácido. A seguir, foram submetidas a metamorfismo regional de fäcies granulito e

migmatização, durante o ciclo Transamazônico ou Jequié. Durante o Brasiliano, vieram a

sofrer remigmatização e feldspatização, em condições de fâcies anfibolito. Consideraram as

idades brasilianas, tanto K-Ar quanto Rb-Sr de Freitas (1976) e Minioli (1971), insuficientes

para invalidar o modelo que propõe.

Gasparini & Mantovani (1979) realizaram estudo geoquímico em algumas amostras

(não localizadas) de charnockitos maciços e bandados, assim como de um dique granítico da

área de Ubatuba. A distribuição de terras raras nonnalizadas pelo condrito obtida por estes

autores indica uma grande semelhança entre os tipos maciço (figura II.2) e bandado (figura

II.3). Nota-se uma forte anomalia negativa de Eu como a característica mais pronunciada. Adistribuição se assemelha à média da crosta superior, com um enriquecimento de L5 a 2vezes, quando se normaliza as terras raras com a média de ardósias norte-americana (NorthAmerican shales composite sample)(figura ll.4).

/ri2 vP.ætffi{zç.o Äd'Þa!ôC¡.Pq'xro1?e i fa(iF

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I

i

i

.

,nÈ

I

i

Figura tr.2- Distribuição dos elementos terras raras norrnalizada pelo condrito dos

charnockitos maciços e de minerais de Ubatuba, segundo Gasparini & Mantovani (1979)

Figura rr.3- Distribuição do, .t"-"nt;;";;r; normalizada pelo condrito dos

charnockitos bandados e de dique granítico de Ubatuba,segundo Gasparini & Mantovani

(1e7e)

Rocll\ASC

5,----I.f

I

'fI,L ¿ I

'i ; 1 i : ?l¿j ?rl' I i_-

Figura rr.4- Distridr: ffiå*"' ä;*;;:;", zadapetamédia das ardósias

norte americana (North american shales composite sample) de Ubatuba, segundo Gasparini &Mantovani (1979)

A composição dos charnockitos de llbatuba, ainda segundo Gasparini & Mantovani

(1979), se assemelha muito a granitos de baixo cálcio, no que se refere a elementos maiores.

Da mesma maneira, os elementos traços, quando normalizados em relação a granitos de baixo

cáLlcio (figura II.5), mantém esta semelhança, à excessão de Cs e Au, muito empobrecidos, e,

em menor grau, Sb e U. Estes elementos empobrecidos tem abundância típica, segundo os

autores, de rochas metamórficas de alto grau, principalmente Cs e Au.

A idéia de origem magmática é reforçada, segundo estes autores, pelo perfeito

alinhamento dos pontos nas isócronas Rb/Sr, que representariam a idade de cristalização de

um magma anatético de composição granítica intrusiva em nível crustal de condições fisico-

químicas que favorecem uma paragênese charnockítica.

Gasparini & Mantovani (1979) concluíram ainda uma idade de 551+5Ma (isócrona

Rb/Sr, rocha total, figura IL6) para a intrusão do corpo, derivado de fusão parcial da crosta

superior (pela razão inicial 87Sr/ 8óSF 0.7101+0.0003), o que explicaria as relações IlCs,Rb/Cs, Th/U e o teor em Au, típicos de metamorfitos de alto grau. Ao assumirem uma razÃo

87Sr/ s6SF 0.703 para o manto superior, estimam diferenciação do manto entre 300 e 700 Ma

antes da solidificação do charnockito, ou seja, entre 851 e l25l Ma.

A lsocrona RbiSr minerai indica 476+2-twa conìo iciaciç rie test'ia¡nenl,t¡ ou

retrometamorfismo suave, o que coaduna com os dados de Freitas (1976).

:

¡a

Figura tr.5- Distribuiçõo de elementos normalizada pela composição média dos granitos de

baixo cálcio, segundo Gasparini & Mantovani (1979)

'-¡o* co gron,t¿

II

I

roo-

,

I

875,7 86s,

osoli

I

i-

87sr/ 86s,

20

(b)

87p57 865,

20 87Roz 86s,

Figura II.6- (a) isócrona Rb/Sr de rocha total de todas as amostras; (b) isócrona Rb/Sr de

rocha total dos charnockitos maciços; (c) isócrona Rb/Sr de rocha total dos charnockitos

bandados; (d) isócrona mineral da amostra MP013. A amostra de granito não foi computadapara cálculo dos parâmetros isocrônicos. Segundo Gasparini & Mantovani (1979)

Trabalhando no Estado do Rio de Janeiro, Castro et al. (1984) identificaram, na sua

unidade Ilha Grande, uma suíte charnockítica de cor esverdeada a caramelada-esverdeada,

granulação média a grosseira, granoblástica e homogênea. Petrograficamente, descrevem um

charnockito maciço de texn¡ra granoblástica, com pouco quartzo, andesina, hiperstênio,

hornblenda, titanita, apatita e opacos, quartzo-mangeritos com andesina/labradorita,

microclínio, quartzo, hiperstênio, hornblenda, apatita e opacos, com textura xenomórfica

granular grosseira. Por fim, descrevem ainda quartzo dioritos compostos porandesina/labradorita, quartzo, microclínio, augita, anfibólio, opaco e ztrcão, de texturahipoautomórfi ca-granular.

Estas rochas charnockíticas observadas na Ilha Grande, transicionam para granitóides

porfiroblásticos, numa passagem gradual atribuída pelos autores a feldspatizaç¡rol

porfiroblastese.

O 90-I

I

ILI

(o)

s,87aø,

87sr/ 86sr

"'"i-

070to

/i yo =o,7o98 I O OOO I

= O7ll7!OOOO3 (c)

A presença destas rochas na Ilha Grande possivelmente representa a continuação para

NE do corpo de Ubatuba.

Wernick et al. (1987) descrevem o charnockito de Llbatuba como um complexo

bastante deformado, looalmente com feições ortogrraissicas, embutido em biotita gnaisses, e

integrado por fácies porñróides cortados ou transicionando para fácies equigranulares, muito

semelhantes mineralogicamente, incluindo quartzo, microclina fortemente pertítica,

mirmequita, ortopiroxênio, hornblenda parda esverdead4 plagioclásio, clinopiroxênio, zircão,

apÊtita, epidoto e opacos. Os enolaves centimetricos a metricos são comuns, assim como

estruturas schliericas que evoluem para tênue bandamento. Os mesmos autores ainda

descrevem diques aplíticos cinza esverdeados claros, que provocam descoloração nas rochas

encaixantes .

Wernick et al. (1987) enfatizam a origem magmática dos charnockitos, baseando-se

em dados de tipologia de ztraão, basicamente, apesar de dispor de dados químicos. Eliminam

ainda a possibilidade de charnockitização por metassomatismo carbônico, pela ausência de

feições indicativas de neoformação de zircões por fluidos ricos em CO2 (núcleos ou cristais

poupados, sobrecrescimentos cristalograficamente discordantes).

Siga et al. (1989), num trabalho de enfoque geocronológico, sugerem para os maciços

charnockíticos do sudeste brasileiro [Itarana @S), Padre Pa¡aíso (MG), São Fidélis (RI),

Ubatuba e Caraguatatuba (SP)l um intervalo de formação de 500-600Ma, por fusão parcial de

materiais derivados da crosta conúnental durante o ciclo Brasilia¡ro, com resfüamento a 500-

450Ma (dados K-Ar, Rb-Sr, U-Pb)(figura II.7). Em Caraguatatuba, dados Sm-Nd sugerem

retrabalhamento de crosta primitiva diferenciada de manto superior ao final do Proterozóico

Inferior (1.86Ga)(figura II.8). Se houver paridade entre as amostras analisadas por Siga et al.

(1989) e Gasparini & Mantovani (1979), a estimativa de diferenoiação do manto destes

segundos autores (0 . 8 5 a L25 Ga) foi muito inferior.

--'-,zrDlnllð

Itn-,&:,

Figura II.7- Diagrama isocrônico Rb/Sr em rocha total do granitóide de Caraguatatuba,

segundo Sigaet al. (1989)

a'2tdode de formocöo

(Rb/Sr: U/ Pb)r¡

isótopos

550 0ldode (M.o.)

de Nd para o corpo charnockítico de Caraguatatuba,

u7ooaȀ

!zlfgEzÎf)g

ldode nrodelo(croalo Primitivo)

¡

Figura II.8- Evolução dos

segundo Siga et al. (1989)

:zi{ii:;t*{ Amlro¡ Cldod. '1.3 t 16

¡l: Q.7126 -Om.

CAPÍTULO III. METODOLOGIA

In.l - MAPEAMENTO GEOLÓGICO

O mapeamento foi realiz¿do utilizando-se as quatro folhas 1:50000 (Caraguatatuba,

IJbatuba, Ilha Anchieta e Picinguaba) do IBGE como base topográfica. O relevo fortemente

acidentado na area facilita a localização dos pontos no campo. As fotos aéreas, por sua

escala e idade (USAF 1966, l:60000) foram utilizadas para extrair grandes traços estruturais

e delimitar domínios de sedimentos cenozóicos, mas nõo como base, Não se observam

contrastes fotogeológicos de qualquer tipo entre as rochas charnockíticas e outras

acijacenres.

A primeira etapa de mapeamento cobriu afloramentos de mais fácil acesso,

incluindo estradas e costões. Quando possível, a malha de pontos foi adensada por

afloramentos em trilhas e drenagens. Acredita-se que a maior parte dos possíveis

¿fl oramentos foi observada.

O alvo deste trabalho são as ocorrências do granito verde de Ubatuba, portanto os

limites da årea percorrida não são geográficos, e sim geológicos. Foi encontrada uma perfeita

correlação entre a cor verde da rocha e a presença de ortopiroxênio. Em caso de dúvida, a

identificação foi feita, sempre que existia amostra suficiente para tal, com base na presença de

ortopiroxênio em lâmina delgada. Por volta de 30 lâminas foram descritas com esta finalidade,

A área mapeada como charnockito deve ser maior do que o representado; isto porque

a alteração, mesmo que não muito intens4 deixa a rocha com outra cor, e rapidamente destrói

o ortopiroxênio, e porque a proimidade de diques graníticos altera a aparência da rocha, A

observação nas proximidades dos abundantes enxames de diques pode ter levado a uma

conclusão que o limite do charnockito, na escala utilizada, já havia sido ultrapassado, quando

se estava observando uma feição local. A proximidade com eru<ames de diques foi considerada

em caso de incoerências (como um ponto de granitos rosados dentro de uma área de domínio

de charnockitos), na hora de se fechar os contatos. Provavelmente nem todos foram

detectados, e o corpo é algo maior do que o representado.

Faz-se necessário esclarecer que existe um grande número de afloramentos do

chamockito muir.o fresco, principalmente em pequenas pedreiras que exploram o granito

verde, além dos ciortes da Rio-Santos. Nas pedreiras, no entanto, são explorados basicamente

grandes blocos, núcleos preservados de esfoliações esferoidais em posição para-autóctone

(geraimente nas encostas e no topo dos morros), que fomecem ótimas amostras rnas nenhum

dado estrutural. O granito róseo, por outro lado, aparentemente não possui atrativo comercial,

pois não foi encontrada nenhuma pedreir¿, o que se reflete em um número muito reduzido de

boas amostras ou mesmo boas descrições.

As amostras em geral foram denominadas charnockito, e não gnaisse charnockítico,pela foliação pouco intensa que exibem. As medidas de planos de foliação, tipo Klar, tiveram

seus polos plotados pelo programa Quickplot (1990, D. van Everdingen & J. van Pool,

Department of Earth Sciences, Memorial University of Newfoundland) no hemisferio inferior,

para verificar se as poucas medidas obtidas acusam uma eventual presença de estruturas em

gfande escala,

Sempre que possível, foram coletadas amostras, utilizadas neste trabalho ou para

trabalhos futuros.

Itr.2 - PETROGRAF'IA

A descrição petrográfica das lâminas seguiu o procedimento normal, visando

identificação de texturas da rocha e identificação da mineralogia, principalmente minerais

importantes, como ortopiroxênios, g¡ranadas, olivinas, etc.

Foi dada ênfase para a determinação da composição de piroxênios, anfibólios e

biotitas, feições de exsolução em piroxênios e feldspatos e reações entre fases, servindo

também para balizar posteriores aná,lises químicas (grau de alteração) e de microssonda

(exsoluções).

Analises modais não devem ser eficientes para estas rochas, primeiro pelo seu caráter

predominantemente porfirítico, e principalmente pela predominância de mesopertitas entre os

minerais. A quantificação dos minerais foi efetuada a partir das análises químicas (normas),

balizada quali- e semiquantitativamente pela petrografia.

IIL3 - ANÁLISES QUÍMICAS

As analises químicas foram efetuadas por fluorescênoia de raios-X na Universidade de

Berna, Instituto de Mineralogia e Petrografia.

Foram escolhidas para analise amostras representativas, na medida do possível com

boa dispersão geog¡iífica dentro da extensão do chamockito e sem indícios, macro- emicroscopicamente, de alteração. Da amostra foram serradas fatias de aproximadamente 5 mm

de expessura com disco diamantado, que foram britadas em prensa hidráulica com mandibulas

de aço carbono a dimensões menores que 2 mm, e depois pulverizadas em moínho de ágata. O

volume de amostra moído foi sempre superior a 10 vezes o tamanho do maior cristal

observado, e deste total foi separado aprox. I g por quarteamentos e homogeinizações

sucessivas.

Os elementos maiores foram analisados em pastilhas fundidas, preparadas naproporção de um grama de amostra (previamente aqueoida a 100"C) para cinoo de tetraborato

de litio, homogeneiz¿das, û¡ndidas a ll50"C em cadinho e resfriadas em lingoteir4 ambos de

Au-Pt.

As an¡âlises de XRF foram efetuadas por equipamento Phillips PWl450 automáticocom espectrômetros seqüenciais, utilizando amostras de referência do USGS para calibração.

Os elementos menores foram analisados em pastilhas prensadas. Para correções foiutilizado o metodo do background sintético, com concentração conhecida dos elementos

maiores. Interferências, background, absorçào cie massa e desvio padrâo foram caicuiacios

segundo Nisbeu el a/. (1979).

Os erros relativos máximos em aná'lises de XRF são baseados principalmente na

calibração, e podem ser considerados como (em óxidos): l)}]iNtyotlyo, Sjwtyotlo/o, lÙtttf/o+2yo,swlyo!3Vq lwto/olsyo. Para os elementos traços, concentrações em ppm: 1000ppmt5%,

l0OppmtlO%, 7}ppmL2}o/o e 1ppmt50%. Os valores obtidos para as terras-raras La, Ce eNd devem ser vistas como semi-quantitativas.

Os limites de detecção para os elementos traços são: Sc, U: lppm, Ga: 2ppÍ¡, Nb, Ni,Sr, Y, Zn, Zr: 3ppm, Cu, Pb: 4ppm, Ba,Th: 5ppm, Pb: óppm, Co: 8ppr4 Ce, Cr, Nd, V:l0ppm, La: l5ppm.

Os principais elementos foram plotados em diagramas de tendência óxido vers¡¡s sílica,

para identificação de trends e de problemas de analise. As amostras com composição fora dos

trends forarn submetidas a nova investigação petrográfica, com o objetivo de se investigar a

causa da "anomalia", Algumas delas foram mantidas, pois a analise discrepante foi identificada

como resultante de pequenas variações na quantidade de um ou outro mineral, sem no

entanto comprometer a análise ou cogeneticidade da rocha (por exemplo, zircão abundante,

refletido emZr alto, ou Mn alto por abundância de clinopiroxênio). Quando vários elementos

mostram teores "anômalos", ou a lâmina revela mineralogia ou textura diferentes da maioria,

as aná{ises não foram utilizados nos diagramas tectônicos ou classificatórios,

Depois de selecionadas, as an¿ilises foram plotadas nos diagramas classificatórios de

O'Connor (1965), Middlemost (1985), Debon & Lefort (1983) e Lemaitre (1989), e nos

diagramas tectônicos de Lameyre & Bowden (1982), Debon & LeForr (1983), Batchelor &Bowden (1985), El Bouseily & El Sokkary (1975), Condie (1973), Pearce et al. (1984) e

Maniar & Piccoli (1989). Nem todos os sistemas classificatórios permitiram o enquadramento

das rochas de Ubatub4 conforme disoutido no texto.

Itr.4 - GEOTERMOBAROMETRIA

III.4a-Ouimismo mineral

Seoções polidas das amostras UB'-52, Pl-171 e PI-I86 foram escolhidas para análise

química pontual em microssonda eletrônica (marca Chaix-Meca) por dispersão de energia

@DS), na Universidade de Berna. Os elementos analisados foram Si, Ti, Al, Cr, Fe, Mg, Mn,V, Ca, K e Ni. Os procedimentos de correção estão inoluídos no pacote do equipamento.

Procurou-se analisar pontos não alterados, de preferência no interior do grão, de

minerais em contato ou próximos. É muito dificil falar em texh¡ras de equilíbrio nestas

amostras: as bordas dos grãos freqüentemente estão alteradas, no caso de piroxênios e

a¡fi'oóiios, ou capeacias por aibira elou mirmequitas, nos felcisparos. Os contatos interiobaciospredominantes indicam, também, que os minerais não estavam em equilíbrio, e supõem-se

então que as condições de pressão e temperatura derivadas destes dados localizam-se apenas

próximos aos pontos de equilíbrio.

A composição dos minerais foi calculada pelos programas ppirox e pamphib @apikeet a1.1974) para piroxênios e anfibólios, respectivamente, e Chemcomp para feldspatos combase em oito átomos de oxigênio. No caso dos anfibólios, o programa calcula as composiçõespara FeO máximo, FerO, mríximo e intermédiiário. Foram apresentadas apenas as composiçõespara FeO máximo (tipificadas pela letra A depois do número da amostra) e intermediririo (letra

C), já que tanto as aná,lises da rocha total quanto a investigaçõo petrogriifica indicam que devepredominar largamente Fe2+ sobre Fd+.

Para as composições assim calculadas dos pares minerais apropriados foram entãocalculadas temperaturas/pressões de equilíbrio, com base em diferentes modelamentos

termodinâmicos. A f¿ixa resultante dos calculos, pa'.a czda método, foi então plotada numgrafico P-T, com a finalidade de, a partir da superposição das faixas, se determinargraficamente um intervalo mais estreito de P e T de cristalização da rocha.

Cabem aquí alguns comentários:

l- Exsoluções: as exsoluções representam o maior problema na aquisição de dados parageotermometria./barometria. Felizmente, as exsoluções em orto/clinopiroxênios são muito finas

ou mesmo ausentes, e o feixe foi suficientemente largo para evitar problemas, neste caso. Nosortoclásios mesopertíticos, infelizmente, boa parte das análises não conseguiu fugir ao

problema das exsoluçõs, revelando composições muito próximas ao tenno puro; estas análises

foram descartadas. Duas analises, no entanto, apresentaram composições compatíveis, e foramutilizadas para calculo de temperatura. Da mesma forma, os poucos óxidos analisados

mostraram-se exsolvidos, e não puderam ser aproveitados neste estudo, Tanto para os óxidos

quanto para. os feldspatos, as exsoluções foram confirmadas por imagens

secundiirios em microscópio eletrônico de varredura.

2- Anrilises do ortopiroxênio: todas as análises de ortopiroxênio foram

de elétrons

consideradas

impróprias pelo programa de Papike et al. (1974). Apresentavam um pequeno excesso deátomos preenchendo as posições Ml e M2, o que deve ser conseqüencia das anrilises quese¡-ùpre somarn rrrais de 1ÛÛ9ó. Ësias arråiiscs;-no€ritanto, foram efeiuadas inte¡caladamente às

de clinopiroxênio e anfibólio, e estas todas foram consideradas boas. Não se sabe a razãodesta discrepância, mas pode estar relacionada ao alto teor em ferro dos ortopiroxênios.considerando esta intercalação de aniiLlises, que os valores situam-se pouco acima da margemde erro do programa e que as composigões obtidas são bastante homogêneas., as aniílises deortopiroxênio foram aproveitadas neste trabalho. o excesso na ocupação das duas posiçõesoctaédricas foi proporcionalmente distribuído entre elas.

IIL4.b - Geotermômetro clinopiroxênio-ortopiroxênio

O estudo de pares orto-clinoroxênios, na década de 60, levou diversos pesquisadores

a estudar a dependência dos valores do coeficiente de distribuição, Ko, em relação átemperatura.

A formulação de KD de Kretz (1961) mostra que seu valor independe da composição,indicando que ambas as fases são misturas ideais, com nítida diferenciação para rochasde cristalização magrnática (KD= 0.73) ou metamórfica (KD= 0.54). Cá,lculos mais extensivoslevaram K¡etz (1963) a ampliar esta faixa de valores para KD: 0.65 a 0.86 para rochasmagmáticas e Ko= 6.5 1 a 0.65 para metamórficas. o autor âpresenta ainda uma primeiratentativa de relacionar gfaficamente Ko a pressão e temperatura de formação, mas enfatizaque o diagrama é de natureza provisória e que uma correlação Ko-p-T não é possível devidoà variabilidade da troca Mn-(Mg,Fe),

A primeira tentativa de modelar a solubilidade de enstatita em diopsídiocoexistindo com ortopiroxênio com finalidades geotermométrioas e de aplicabilidade numlargo espectro de composição é de wood & Banno (1973). Estes autores assumiram que

ambas as fases tem comportamento de solução ideal nas posições Ml e M2 dos

componentes CaMgSirO. e MgrSirO., e que a relação entre atividade e composição pode

ser descrita como:

ail,""ao"=&iå xi,)),^

air".,,,o" = &ii xiì) ..

E importante salientar que os próprios autores reconhecem que seu modelonõo é correto, mas muito simplificado, limitado aos escassos estudos prévios disponíveis, masque esta atividade deve manter alguma relação com a real. Estipulando que

Xi= X#= XY:^' , wood & Banno (1973) propõe a expressão:

r(K) = -1s2s2'ltn(o:ä",,,,"r q'ä,,,,o") -t.øs y"[ +3Ja(y.i)' - o,u)

com um erro assumido em *70oC.

Wells (1977), dispondo de um número superior de dados acerca da janela demiscibilidade do sistema diopsídio-enstatita e do comportamento para composições maisricas em ferro, conseguiu uma boa ooncordância entre lnK e lÆ utilizando um modelo demistura ideal nas duas posições, o autor, mais uma vez, ressalta que há insuficientesdados de experimentos de equilíbrios de fases para permitir até mesmo o mais simplesmodelo teórico considerando mistura não ideal. Propõe a expressão:

r(K ,r7q = 7341 /(33ss + 2.44 Xi -h K)

aplicável quando o teor em AI,O, é, baixo.

Powell (1978) tentou formular um geotermômetro que pouco dependesse de variáveiscom grandes incertezas e que pudesse ser aplicado a largo espectro de composições. Desta

forma, não incluiu as posições Ml e tetraédrica na sua formulação, jâ que X r,.^, " X n,,,"o.

são altamente dependentes da acuracidade da analise de sílica, de pequenos desvios doestequiometricamente calculado e da quantidade de Fe da anii,lise, e aplicou um modeloregular não-ideal à posição M2. A expressão:

f t \, 1r(K) = -1 r 600 + Bo p + \ f ,..,, - X,,.,,) "*(6670

- ss p) - tsoo X,".,,..* lnn y o

( x"..,,\ (x,",,\,''=lx"*,).,1x""-. )"_

apresenta faixa de erro de +50oC.

Ifuetz (1982), por sua vez, fornece mais subsídios à opção de powell (1978), aomostrar que o preenchimento de Ml é extremamente semelhante em opx-cpx coexistentes,independente de T ou P, e que as diferenças intercristalinas em ca:Mg:Fe refletem somentediferenças na composição da posição M2. o autor observou que, com aumento de

temperatur4 o teor de ca no clinopiroxênio cai, e que Fd*:Mg aumenta no cpx e diminuino opx, mudanças composicionais estas que se dão em duas etapas, ocorrendosimultaneamente. A primeira" reação de transferência" consiste na mudança da relaçãoCa:(Mg,Fe ) em ambos os piroxênios, e a segunda, reação de troca" operando mudanças narelação Mg:Fe .

A reação de transferência" reiativ¿rà curv-a-dssofuus cio-c,px, levou o autor a deduzir as

equações:

r(K)=tooof [0.468+0.246 X* -o.wtn(l-2[co])], rt roso"c

qrK) = t ooof {o. 0s4 + 0. 608 trF - 0. 304 h(l - 2[co])], r< r oeo.c

A reação de troca levou K¡etz(1982\ a propor a relação

tf t \ ì16) = tßof ln K,( X* =o.r) + o.sosJ. onoe f- = få. lGå' + Mc) no cristal,

lcol=cor(co+us* Få.) e Ko= X-lþ- X4l0- X*)lX*lA normalização do Ko para X=0.3 explica-se pela independência de um em relação aooutro, mas deve ser evitada para temperaturas acima de 1000oC.

Lindsley (1983) desenvolveu um geotermômetro de resoluçõo grâfrca, quepermite estimar temperaturas independentes para orto- e clinopiroxênios coexistentes,para pressões de 1 atm, 5, 10 e 15 kb. como o termômetro considera exclusivamente wo, Ene Fs, exige-se um sistema para crilculo das fiações molares intrincado, que ignora, porexemplo, a fração molar de rodonita (Rh). o autor alerta enfaticamente para os aspectospetrográ,ficos da escolha da an¡ilise, e principalmente sobre "exsoluções granulares",migração de exsoluções dentro do grão que se aglomeram para formar um grão independente,o que obrigatóriamente deve ser detectado e integrado à composição original.

Saxena (1976) elaborou um complexo modelo para calculo das temperaturas deequilíbrio cpx-opx, assumindo não-idealidade para a posição M2 de ambos, testandodiferentes T para averiguar em qual há melhor concordâcia entre os dados de composiçãomedidos no. cristal e atividade. A formula básica de seu modelo é:

k h Xf,,,, X:;*,'' TI.,, = RT tn q,,..,,- 5oo

Existem muitas outras tentativas de calibrar este termômetro, mas que não temutilidade para piroxênios com altos teores em fenossilita (-80%), ou em pressões e

temperaturas mais reduzidas, como é o caso em Ubatuba (Gasparik 1984, Fonarev &

Graphchikov 1982). outras calibrações foram modificadas e aperfeiçoadas, e neste casooptou-se pela versão mais recente (p. ex. Kretz 1963).

A grande maioria dos geotermômetros orto-clinopiroxênios foi concebida para seraplicada em roohas b¿icicas e ultrabásicas (basaltos, nódulos peridotíticos), muitomagnesianas, e as experiências e a modelagem necessá.rias à sua calibração foram efetuadas nosistema CM,4,S, com extrspólåção para o quinto componente Fe. Desta form4 a aplicaçãodos métodos par& o c&so das amostras de ubatuba encerra muito mais incertezas do quequando aplicados a composições mais magnesianas,

Bohlen & Essene (1979) avaliaram vários geotermômetros nos granulitos deAdirondacks, USA, A região é propícia a tais estudos, pois as temperaturas são bemconhecidas através da coincidência dos resultados obtidos pelos equilíbrios ilmenita-magnetit4 plagioclásio-feldspato alcalino e paragêneses minerais de silicatos esilicatos-carbonatos. A avaliação mostra que es temperaturas c¿lculadas por wood &Banno e wells estão superestimadas em até 200"c, e mostram variações de até l70oc emespaços onde esta variação é sabidamente muito reduzida. Também o termômetro desaxena (1976) foi testado, e, além de apresentar grande variabilidade nos resultados, nãopermitiu o cálculo para vários pares por problemas matemáticos, exigindo ln de númerosnegativos. os autores consideram, portanto, os três métodos inadequados para utilizaçãoquantitativa como geotermômetro, e listam como principais problemas os analíticos(estimativa de Fe , anâ'lise de Fe, Mg e ca), falta de sínteses revertidas para obtenção dedados em temperatlras mais baixas, e demasiada simplificação, quanto aos modelos deocupação por Fe.Mg e qualto a, componentes nãe<luadrilaterais. Os piroxênios deBohlen & Essene (1979) tem grande espectro composicional, incluindo composiçõessimilares aos de Ubatuba.

Mais recentemente, stephenson (1984) repetiu esta anrilise crítica a respeito daeficiêcia dos geotermômetros opx-cpx nos granulitos do w da Austniliq testando todos osmodelos aquí discutidos, entre outros. comenta que os valores de wood & Banno e wellssuperestimam a temperatura, e que os métodos grá.ûcos tem uma precisão muito pobre. Alémdisso, os métodos de Powell, wood & Banno e Lindsley (cpx) mostram uma dependência datemperatura calculada em relação a MgÆe, sugerindo que o método não tem aplicabilidadehomogênea para l.ariações na substituição Fe-Mg na dimensão do solvus. As duas versões deLindsley nõo apresentam temperaturas condizentes, o que pode significar calibração errôneaou que o ortopiroxênio permite ajustes químicos a temperaturas mais baixas do que oclinopiroxênio ,

comparando com temperaturas obtidas por outros métodos, os ciilculos baseados empiroxênios de stephenson (1984) sugerem que as calibrações de wells, powell e wood &

T9

Banno resultam em temperaturas muito altas, e de Lindsley (opx) muito baixas. convém notarque seus piroxênios são muito mais magnesianos do que os de Ubatuba.

trI.4.c - Geotermobarômetro anfibólio-plagioclásio

O par anfibólio-plagioclásio (ou simplesmente as características cristaloquímicascio uttibóiio) prestam-se como geotermômetros e/ou barômetros pela sua ampla distribuiçãoem muitos tipos de rochas. A complexidade química do anfibólio, no entanto, deveimpor sérias dificuldades à sua modelagem termodinâmica.

Uma das primeiras tentativas credita-se a Nabelek & Lindsley (19g5), querelacionam o teor em Al em anfibólios à temperatura, com uma influência da pressão deapenas l5-25olkb. A equação:

rCC) = [-3se4.r 4+7s 74sp(kb)Jf (" A¡" -t.tse)-ztt ts

foi testada em roohas de facies granulito e anfibolito, e, comparativamente a outrosmétodos, demonstrou acuracidade de 25"c. Exige, no entanto, uma paragênese plagioclásiotu*", , silicato de Mg e Fe e, possivelmente, óxidos de Fe-Ti; está limitada à faixa 600-870'C e 1-5kb, e à f o, abaixo do "buffer" eFM.

Hammarstrom &. zen (1986) tentaram uma calibação empírica relacionando teor dealumínio total (com base em 23 oxigênios) e pressão. pa¡a tal usararn cincocomplexos granodioríticovtonalíticos do uSA, com pressões estimadas entre um e gkb. Arelação P(kb)= -3.92+5.03Nr tem ',precisão" de 3kb. Esta equação apresenta umainterpolacão linear de pressão lançada contra teor total em Al r em gráfico,considerada a mais apropriada pelos autores. Existem algumas restrições (nem todas muitoclaras) impostas pelos mesmos: devem ser homblendas ígneas (as metamórficasaparentemente apresentam trends Alr versus AIto diferentes), de magmas com características

cálcio-alcalinas, com quartzo livre ( A'o,=1) e com composição modal; plagioclásio

(andesina-oligoclásio)+ ¡s¡¿sp¿1o alcalino+ quartzo+ hornblenda+ biotita+ titanita+magnetita (ou ilrnenita). A presença de magnetita granular na hornblenda pode indicaroxidação posterior, rebaixando a pressão calculada. Aparentemente, a presença de piroxênioe./ou granada torna a hornblenda não apropriada para uso barométrico. por fim,Flammarstrom & zen (1986) assinalam que a taxa de difusão de AI dentro da hornblendaem estado subsolidus é ínfima o suficie¡rte para manter teores magmiíticos de Al mesmoquando o resfriamento é lento, em plútons de grandes dimensões.

Hollister et dl. (1987), usando dados adicionais, principalmente no intervalo 5-6kb, confirmaram a relação linear p-AIr , modificada para.

P(kb,+1) = -4.76+s 64 llrOs autores esclerecem a base termodinâmica do seu barômetro: 10 óxidos

principais compõe uma rocha calcio-alcalina. considerando as sete fases minerais

mais presença de liquido magrnritico no final do resfriamento e fase vapor ( p__,= p,^,),o sistemc teÍ! ur¡¿ variâ¡:rci¿ de 3: pressfu, temperatu.¡a e unr grau de liberd¿decomposicional. Partindo do princípio que hornblendas em mag¡nas cá'lcio-alcalinoscristalizam entre 940 e 650oc (faixa muito estreita comparada com ¿ faixa na qualhomblenda é estável), e que a influência da composição é controlada pela presença deortoclásio e aÍortita no plagioclásio, h¿L suficientes restrições termodinâmicas paraestipular que o conteúdo de Al em homblenda é função principalmente da pressão desolidificação.

Johnson & Rutherford (1988) utilizaram uma amostra de rocha natural de assembléiasanidina, quartzo, plagioclásio, biotita, titanita e ilmenita/magnetita coexistindo com

hornblenda e a submeteram a T:74O a Z80oC e p=2 a Bkb, com pu,o(prr, , "diferentes fugaoidades de oxigênio. Perceber¿m que a fugacidade do oxigênio não afeta ogeobarômetro, e derivaram a equação P(kb)= 4.28(Alr)-3.54, com precisão de 0.5kb, Acondição imposta pelos autores é a presença da paragênese por eles utilizada ecomposição tonalítica a granodiorítica.

Uma calibração empírica para o barômetro plagiocLásio- hornblenda foi efetuada porl'ershtater (1990), utilizando diversos litotipos provenientes dos Montes urais. o autorassinala que a honblenda (ou anfibólio da série tremolita-actinolita) e oplagioclásio cristalizam-se concomitantemente, evidenciado por níveis similares de flúor em

inclusões de apatita em ambos. No caso de plagioclásios zonados, a condição de equilíbrioé a medição na porção central dos grãos, para rochas de composição intermediária a ácida,ou marginal a média, para rochas básicas. o reconhecimento de ünhas isobiíricasem diagramas (ÆSDpr"c verszs (AVSi)* , tanto em rochas magmríticas quanto nas

metamórficas, levou o autor a propor o geotetmômetro gníLfico (AVSi)0,"r/(AVSr)*rverszs P(kb), para o qual garante precisão compativel com outros termobarômetros.

Blundy & Holland (1990), a parrir de um banco de dados incluindo 155 análises deanfibólios sintéticos, 245 analises por microssonda de anfibólios do maciço de Adamello,Itiilia e mais algumas analises por via úmida e Mössbauer, concluem que: i) a esmagadoraparcela do Alr corresponde a Aliu ; ii)o teor em Aliu depende expressivamente datemperatura, mas não da pressão; iii) Al'i tem influência de pressão reduzida.Portanto, o teor de Alr é controlado pela temperatura, e não pela pressão, contrariando os

autores anteriores. Pelos dados dos autores, uma variação de 50"C teria como conseqüênciauma mudança no teor de Ali' de 0.2p.f u., o que mudaria a estimativa de pressõo deHollisler et al. (1987) em 1.2kb!

Blundy & Holland (1990) consideram três modelos para cálculo do equilíbrio nosannbólios, considerando as posições Ml e M3 equivalentes, troca At-si limitada à posição T1,e o preenchimento de A limitado a Na (a relação Na:K varia muito em função dacomposição da rocha):

l- mistura ideal nas seis posições (T2, Tl, M2, M1=M3, Ma, A);2- vínculo do preenohimento de A (Na) com Alrr , ou seja, o preenchimento de A

depende do balanço de cargas entre sirr e Alrr . o contrário talvez fosse mais real,mas há sérios problemas em calcular A a partir de analises de microssonda;

3- modelo de rejeição de Al em Tl, quando Al poderia ocupar, no máximo, duas das quarroposições T1, TlA. Este modelo deriva do anterior, e vincula A a AIrIA

No caso do plagioclásio, estudos anteriores indicam idealidade do componentealbita até xAb : 0.5, e lnK função quadratica de X* acima disso, sendo consistentescom um modelo não-ideal de solução regular.

A combinação destes modelos, aplicada a ?0 pares plagiookisio+hornblenda

sintéticos de grande espectro oomposicional, mostra que a segunda opçõo modelamelhor o equilíbrio. A equação decorrente é:

r (K) = (0. 67 7 p - 48. s8 + y) I ç0. 042e - o. 0083 I 4 rn K),

r=[(s;-a)/(s -sù] X17P em kb, si: número de átomos por formula e y representando a não idealidade do

plagioclásio,

x1? <o.s

os erros são estimados em 75oc, no máximo, levando em conta recálculos paraestimar Fd+ No entanto, o eno incrementa de maneira violenta para temperaturas

fora dointervalo500-1100"C, para Si p.fu. acima de 7.8 nosanfibólios e yif¡O9Z,e o termômetro é calibrado para rochas saturadas em quartzo.

trI.4.d - Geotermômetro plagioclásio-feldspato alcalino

A distribuição de albita entre plagioclásio e feldspato alcalino já foi sugerida comofunção de temperatura desde Barth (1934), e foi graficamente apresentada comogeotermômetro por Barth (1951). Seu modelo baseava-se na Ley de Henry, de que a

porranro y=0 para X:?>o: e y = + oa+zs.s.$- f,llij)' para

atividade de albita na solução sólida é firnção linear da composição, para soluções diluídas.

Além do comportamento dos feldspatos alcalinos diferi muito do estipulado pela Lei de

Henry, a sua calibraçõo não considere o efeito da pressão e baseia-se em dados empíricos, e

não experimentais. Stormer (1975) desenvolveu novo geotermômetro considerando oplagioclásio solução sólida de albita entre Abroo e Aba5, e modelando o feldspato alcalinopelos parâmetros de Margules para e nõo-idealidade da albita. Os parâmetros escolhidos

foram ajustados experimentalmente com materiais de partida peralcalinos. Anoniþ nofeldspato alcalino e K-feldspato no plagioclasio &presentsm ooncentrações baixas o suficientepara permitir a aplicação da Lei de Henry. Desta forma, Stormer (1975) apresenta a

formulação:

T(K) = {6362.7 -9963.2 X AF +9433 XZAF +2690.2 X3AF + (0.0925 - 0.14 58 X n,

+4.0141 XZAF+O.O3s2 X3A)p| / {-1.8972tn(X ^rl

X r') *q.6321-tl.}rs X AF

+7 .7345 XZAF -1.55t2 y'^r)As frações molares são para sistemas binários.

O autor estima um erro mínimo de 30oC no cá'lculo da temperatura, mas enfatiz¿ umerro maior devido a imprecisões analiticas e, principalmente, desequilíbrio entre as fases.

Haselton et al. (1983), a partir de dados experimentais, calculou um termômetro que

leva em oonta solução temária para cada feldspato, expresso por:

r(K)= t(Xi), (18810 +17030X ji + o tuv¡-1y']¡, lztzto-toszo XP:)t/

{10.3(Xi), +s3ta3tn[(f,P]o), e- XI)/ Xji l), p "fn

u"..

Esta formulação deve ser evitada para temperatur¿s inferiores a 560oC, pela

presenca de um solws no plagioclásio, e deve ser utilizada com reserva para

plagioclásio com alto ortoclásio, já que envolve projeção num eixo binririo.

Price (1985) equacionou a contribuição da atividade de cada membro final de uma

solução sólida na própria solução sólid4 aplicável a soluções sólidas desde binárias até

complexas, de muitos componentes. Como exemplo de aplicabilidade, utiliza sua

equação para dar nova modelagem ao geotermômetro de dois feldspatos, considerando

ordem na substihiição Al-Si. O modelo adotado foi a rejeição do Al pelas posições Tl e

T2. Para feldspatos com Fe mínimo, e considerando apenas Na, K, Ca, Ba e Sr como

membros finais, a equação proposta é:

r (K)=Í( X i ) ( I 8 8 I 0 + 1 203 o X )i * o s a +y¡ -1 y i,) es23 o _3 s s2o X p: )l/

{ t 0.3 ( X i )2 +8.3 t 43tnl( X p;

e - X L - x ",1,x X,* * X i,>> t < x 1i <z_ x i _

x[><x1i*xi'¡n

XAb+XAn+Xo, não deve ser normalizado pafa un\ para contemplar Ba e Sr. O

autor estima precisão de 50"c, e ressalta a limitação o.ts< yji <o.sO, para temperaturas

entre 650 e 900"C.

Ao contr¿íq'io dos modelos anteriores, que se baseiam na distribuição de albita entreplagioclásio e feldspato alcalino, Fuhrman & Lindsley (l9gg) equacionam também adistribuição de ortoclásio e anortita. Desta forma, obtém três temperaturas para cada par.Ide¿lmente, as três devem ser þais, mas devido a fatores como dificuldades analíticas,dificuldade em estimar volume de exsoluções e reequilíbrio, influência diferenciada dapressão sobre os três geotermômetros, além de erros na modelagern, torna estapossibilidade um tanto quanto remota. os autores propõe, após o cá,lculo das trêstemperaturas, que o valor das análises seja ligeiramente alterado, com a finalidade de seminimizar a diferença entre as tempersturas calculadas, Desta forma, obtém-secomposições próximas às analizadas, rnas para as quais a diferença de temperaturas sejamínima. os ¿utores são enûiticos quanto ao uso do termômetro, e comentam trêspossíveis resultados:

i) Temperaturas concordantes (T*=T..=T*) se as temperaturas mais alta e maisbaixa estão a 400oc uma da outr4 então há equilíbrio entre os feldspatos, e atemperatura de formação equivale à média das temperaturas, com erro de 30 a 50oC.ii) Duas temperaturas concordan¡ uma difere em ¡¡l00oC(Tt=Tr*Tr). T* e T* são muito sensíveis à quantidade de An no feldspato alcalino e or noplagiocftísio, respectivamente. Geralmente é um dos dois que destoa, indicando possível erron¿ análise do eiemento "menor" no plagioclósio ou feldspato alcalino (como exemplo,reintegração de pertitas com pequeno erro). Neste caso, considerar a média dastemperaturas coincidentes, e reinvestigar para descobrir o problema.

üi) Temperaturas discordantes (TA,,ÉTAbÉT',). Se a T* está entre as outras duas, e a

diferença entre estas for menor do que 500oc, pode ter havido pequeno erro na análisedos elementos "menores", e a T* pode ser utilizada, mas as aná.,lises devem ser refeitaspara se observar se as temperaturas são mais concordantes.

Se a diferença entre as temperaturas é menor que 500"C, mas T* é a mais elevada,deve-se estar próximo ao equilíbrio, mas as composições estão equivocadas. se T* é a mais

baixa, entõo ocorreu algum desequillbrio pós-crista¡i.¿ção, e o método não deve ser

aplicado. O mesmo ocorre se a diferença entre as temperaturas é maior do que 500oC.

III.4.e - Geotermobarômetro ferrossilita+faialita+quarøo

O sistem¿ MgO-FeO-SiO, chama atençào desde o trabalho de Bowen & Schairer(1935,In Bohlen ef al.798oa), pois a assembléi¿ estável em pressões atmosfericas é

faialita +quarøo, e não o ortopiroxênio ferrico correspondente. Desde entõo, váriospesquisadores se dedica¡am a estudar este promissor geobarômetro, com a principallimitação de simula¡ e monitora¡ altas pressões e temperaturas em laboratórios. Bohlen e/a/. (1980a), utilizando técnicas mais modemas de síntese, produziram grande número dereações (revertidas,inclusive) entre 700-1050"C e l0-l6kb para o sistema FeO-SiOr.concluíram que boa parte das avaliações de pressão anteriores, baseadas nesta paragênese,

estõo superestimadas, e que impurezas do tipo Mg (principalmente), MaCa" Al etc devemreduzir muito a pressão em que o ortopiroxênio ainda é estável,

Com o objetivo de quantificar o efeito de Mn na estabilidade do opx, Bohlen efa/. (1980b) repetiram seus experimentos com 5 e l0%;o de rodonit4 e concluiram que cadamol de MnSiO3 aumentava a estabilidade do piroxênio em j$.l2Kb, em relação a FeSiO,puro.

Finalmente, Bohlen & Boettcher (1981) sintetizâram ferrossilita e faialita+quartzona presença de magnésio, entre Faso e Fa"r, o que permite grande aplicabilidade aogeobarômetro, principalmente com baixo C4 Al e Fd+. Destes, Wo mostrou ter poucainfluência em desloca¡ o equilíbrio. Com seus dados, Bohlen & Boettcher (1981) propõemum grá.fico P vernts T onde plotam as retas de equilíbrio para Fs¡s6, FùrErhr,FsroBn,o,FsrrEn* e FssBqs, com a respectiva olivina+quart zo, além da reta de transiçãoquartzo-cr,quartzo-p, que inclusive provoca pequena inflexão nas retas de equilíbrio citadas.

O geobarômetro/termomômetro de Bohlen & Boettcher (1981) foi dimensionadoapenas pa¡a a solução sólida binriria enstatita-ferrossilita @n até 20% mol). Destaforma, a composiçõo dos ortopiroxênios, na forma Fs"Er4Rhowoo será recalculada emtermos de Fs+En=l, e a reta resultante será rebaixada na ordem de 0.12 kb/mol de Rh.

ms - rNcl,usors ¡r,umtsAs inclusões flúidas representam a fase flúida presente no momento em que foi

aprisionada. os flúidos podem ser caracteriz¿dos com razoável confiabilidade, através deum procedimento básico (Touret 1987): i) determinação da cronologia de

aprisionamento das inclusões, reconhecendo flúidos presentes durante o crescimento daparagênese desejada; ii) determinação as condições de formação através de

25

geobarômetros/termômetros de fase sólida; iü) comparaçõo dos dados P-T obtidos para as

fases sólidas e flúidas. Com raras excessões, as inclusões não deûnem um ponto P-T

definido, e sim uma relação (isócora). A fase sólida geralmente deûne um campo P-T.

Quando a isócora não intercepta o carnpo, o flÍ¡ido nõo foi aprisionado em condições de

pico.

A ferramente básica para trabalha¡ com inclusões é a microtermometria; são

medidas as temperaturas de mudança de fase nos flúidos das inclusões em secções

bipolidas finas (10-l00pm).

Em rochas formadas em condições condizentes com o fácies granulito, o flrlido

presente é o CO2 (Newton 1989), identiûcado pela sua temperatura de ñ¡são TF -56.6 "C, quando puro. A temperature de homogeinizaçõo (Th) varia entre -50 e +31 oC, na

dependência da densidadq por sua vez função de P e T. Uma vez precisada a composição,

pela Tf, ou, de maneira mais precisa, por microssonda R¿man (não destrutiva),

cromatografia de gás ou espectrometria de mass4 escolhe-se a equação de estado þ.e.Touret & Bottinga 1979 para COr) ou o gráñco condizente (p.e. Roedder 1984 para COr -

ñgura ltr.1, ou van der Kerkhof 1990 para COz-N, e COr-CHo -ûgura Itr.2), para" com a Tl¡obter a isócora correspondente.

X'igura IILI- Diagrama de fases de CO, relacionando To com densidade do fluido, e isócoras

no Âmbito das baixas temperaturas (Roedder 1984)

It

Figura Ífr-2- Diagramas de fase dos sistemas COr-N, e CO,-CH4, relac¡onando Tn parcial

(linha oheia) e final (linha pontilhada) a densidade e respectivas isócoras

(van der Kerkhof 1990)

Freqi¡entemente, nõo é posslvel reconhecer inclusões primárias, e sim trilhas

localiz¿clas em ftaturås cicatrizadas dentro dos grãos. Neste caso, utilizam-se as Th de CO,

mais baixas, que indicam pressões maiores, a partif de histogramas de distribuição de Th

(flansen et al. 1984a).

Touret (1971), estudando a passagem das rochas de fácies anûbolito de Telemark para

ss de fâcies gfanulito de Bamble (Noruega), onde se incluem neossomas graníticos e

granodioríticos, obteve tempereturås de homogeinização variando entre -59.5 e -68 oC,

média -64.5 oC, nos granulitos, e concluiu que se trata de CO, com alguma impureza

desconhecida. Na transição para as rochas em fácies anfibolito, as inclusões carbônicas nõo

mais ocorrem. As pressões obtidas a partir de Th são compatíveis com as calculadas por

outros métodos (entre 5.6 e 8.8 kb,700 a 800 oc), constantes, e mostram que ¿ trsnsição

entre os fácies anfibotito e granulito é devida à mudança na fase flúida, abaixando a P¡¡r6

para menos que 2 kb.

Santosh (1986) notou três fan¡llias de inclusões coerentes com três eventos de

geração distintos, no charnockito de Keral4 sw da plataforma indiana. A mais antiga

compreende inclusões ca¡bônicas de alta densidade (0.95 a 1.0 g/cm ), indicando P de 4.6 ¿

6.1 kb, a tempersturas entre 650 e E00 oC, compatíveis com condições durante ou próximo

ao pico do metamorfismo. A segunda família compreende inclusões com CO, de baixa

densidade (0.65 a 0.75 g/cm ), coexistindo com inclusões mistas com 20olo de tI2O. Estas

inclusões marcam a passagem do regime ca¡bônico para aquoso, a 510 oC e 2.2 kb. Atercei¡a família reúne inclusões mistas (40% CO2, 6ú/o tIrO) e aquosas, e marca a desmistura

dos fluidos, a 330 oC e 0.4 kb.

Em outro estudo realizado na Índi¿, na transição do fócies anfibolito para

granulito em Kamåtaka, Harsen ef al. (1984b) mostram a importância do CO, Pera

a charnockitização. Enquanto no chamockito maciço as inclusões não contém água, na

região de oharnickitizaçõo incipiente ocorre até 25%;o mol de gua. O ortopiroxênio é

estável para XH2o inferior a 0.35 na fase flúida coexistente. As pressões são compatíveis

com aquelas derivadas das fases sólidas. Os autores estimam que CHo e N, podem estar

presentes em quantidades inferiores a8 e 73Vo mol, respectivamente, e que estas impurezas

nõo alteram substancialmente o resultado obtido.

Hall & Bodna¡ ( 1 990), por outro lado, ressaltam que para temperaturas de fusão de

CO, ligeiramente inferiores a -56.6 "C, grandes quantidades de CIt podem estar

pres€ntes. Para Tfcor: -57.5 oC, XcH4 pode atingir l0%. Se ocorrer II2O nestas inclusões,

por outro lado, esta apenas "umedece" as paredes e so é deteøável sob condições

favoráveis, quando em pequena quentidade. A modelagem das variáveis das fugacidades das

espécies flrtidas, durante soerguimento a partir de ó kb e 800 oC e em condições de f3,

razoiiveis, permite explicar inclusões comuns em terrenos granulíticos pela adição difusiva de

hidrogênio ao CO, original, convertendo p¿rte em CHo e F!O. Da mesma forma, a perda de

tIrO por via difusiva pode ocorrer se o flúido matricial manter composição constante

ou progressiva¡nente menos aquos4 por exemplo por fluxo de flúidos ricos em CO,

durante a ascenssão. Por esta razÃo, os autores reiteram a necessidade de que a inclusõo

seja analisada quimicamente por algum método daqueles anteriormente citados.

CAPÍTULO IV - MAPEAMENTO E DESCRTÇÃO DOS LTTOTIPOS

O esboço geológico (anexo 1) e o mapa de pontos (anexo 2) são apresentÊdos na

escala de l:100.000, embora tenham sido efetuados na esoala l:50000. Esta alteração decorredo baixo nível de informação que o rnapa oferece, funçõo principalmente da aparente

homogeneidade do corpo. A densidade de pontos, à excessão de alguns morros na área,

absolutamente sem afloramento e/ou sem acesso, é compatível com a escala l:50.000.

rv.r - DESCRIÇÃo Dos LmoTrPos

O mapa mostra um corpo principal de chamockitos e outros cinco oorpos menores,

todos eles alongados na direção WSW-ENE (representados pela letra Ch). A litologia destes

seis corpos é macroscopicamente idêntica, e microscopicamente, uma grande homogeneidade

persiste. As diferenças encontradas þresença de clinopiroxênio e biotit4 por exemplo) nãopuderam ser representadas no mapa, pela dispersão destes pontos, não permitindo a definição

de uma área representável, na escala utilizada, em mapa. O corpo maior de charnockito temuma superficie de aproúmadamente 250 km2, 50 km na extensão WSW-ENE e em média 5 de

largura. É sobre este corpo principal que se localiza a cidade de lJbatuba. Os outros corpos

são muito menores, o segundo atingindo 12 l<ÍP, no máximo, e os outros quatro não

chegando aos 3 km2.

Descreve-se o chamockito como uma rocha equigranular a porfirítica, de

granulometria da matriz média a grossa, onde os megacristais, de ortoclásio mesopertítico,

raramente ultrapaisam os 10 mm. Eúbe uma tipica e intensa cor verde garrafa escura, comvariações p¿ra tons acastanhados ou acinzentados. Normalmente a mudança de cor é devida à

alteração. Os charnockitos são leucocráticos a hololeucocráticos, com máficos estimados

entre 3 e l0% do total em volume, e visíveis apenas quando a âlteração descolora um pouco arocha e permite que se observem os rruá.ficos.

Em geral, o charnockito é muito poyoo foliado, e a foliação só é reconhecível em

partes mais descoradas pels alteração. A foliação é dada pelos minerais máûcos, que não temdistribuição homogênea na rocha, mas se concentram em aglomerados de geometria discóide:

o paralelismo da dimensão maior destes discóides define a foliação da rocha.

Ao microscópio, predomina a texh¡ra hipidiomórfica a xenomórfica inequigranular. Os

contatos são geralmente interlobados, indicando uma paragênese não equilibrada. Freqüentes

bordas de reação e transformações indicam, no entanto, que esta feição não é primaria. As

transformações serão discutidas junto com a mineralogia,

O charnockito apresenta a assembléia mineralógica ortoclásio mesopertítico +

plagioclasio + quartzo + anñbólio + ortopiroxênio + zircão + apetita + opacos tclinopiroxênio t biotita * titanita l allanita. Os dois últimos são incomuns. Como minerais de

alteração foram identificados sericit4 ca¡bonato, epidoto, clorita e um filossilicato alaranjado.

O ortoclasio mesopertítico representa entre 3O e 60Yo dos minerais félsicos, atingindo,

excepcionalmente, os 75o/o; estes valores se originam de estim¿tivas em lâminas delgadas, e

são compatíveis com as nofrnas. É xenomórñco e compõe os cristais maiores. Caracteriza-se

pelo seu caráter micro- e mesopertítico, com aspecto "rugoso" ao microscópio (foto IV.l).

Estimar a porcentagem de exsoluções de plagioclásio no hospedeiro é muito dificil, pois

geralmente são muito finas, mas estas devem perfazer por volta de metade do volume do

feldspato, e certamente sua composição se localiza entre a relação K-feldspato: plagioclásio de

60:40 e de 30:70 citada por Streckeisen (1974), e justifica a adoção do prefixo n(esopertita)-

ao nome da rocha, como sugere este autor.

A principal feição secundária observável nestes ortoclásios mesopertíticos é a

concentração de pequenos plagioclásios à sua borda, formando um cordão (foto IV.2), ou a

formação de exsoluções granulares no interior do próprio ortoclásio ou nas bordas dos grãos

(foto IV.3). Explica-se pela migração do plagioclásio exsoMdo dentro do grão, podendo

atingir sua borda.

Fotomicrografia IV.f- Feldspato mesopertítico em contato com qua^rtzo. Amostra UB-152a,

nicóis cruzados, aumento 100X

Fotomicrografia I\t.2- Ortoclasio mesopertítico de aspecto "rugoso", em contato com

plagioclásio mirmequítico. Observar borda de plagioclásio (canto inferior esquerdo). Amostra

UB-52, nicóis cruzados, aumento l00X

X'otomicrografia IV.3- Contato entre três grãos de feldspato mesopertítico, com plagioclásio

no interior do grão e no limite entre duas mesopertitas. Amostra UB-l52a" nicóis cruzados,

aumento l00X

3l

O plagioclásio pafaz, entre os félsicos, de 15 a 35%, situando-se, com maior

ûeqüência, em 20%o.

Trat¿-se de oligoolásio (X* de 0.20 a 0.25), com geminação Lei da Albita geralmente

nõo muito bem desenvolvida þouco contraste entre as geminações), que aparece melhor

definida nas proximidades das bordas dos grãos. Como o ângulo de extinção das geminações

não vari4 apenas o contrar¡te entre as geminações, est¿ feição não deve ser devidá a

zonalidades. Alguns grõos de plagioclásio apresentam-se subdivididos em óreas onde as

direções das geminações dnerem entre sí, lembrando o comportamento dos quartzos

feconstituidos.

Alguns plagioclásios são antipertlticos, com exsoluções de feldspato alcalino de

formato losangular, seguindo direções cristalográûcas do hospedeiro (foto IV. ). O volume

destas exsoluções é pequeno, nõo podendo ser comparado com as pertitas. Nos limites dos

grãos de plagioolásio em oontato com ortoclásios mesopertíticos este muito freqüentemente

assume caráter mirmequítico.

Como já foi comentado, boa pane dos plagioclásios, particularmente os no limite com

mesopertitas, podem ser originários de exsoluções oriundas de mesopertitas que migraram

para fora do grão, ou ainda se aglomeraram para formar as comuns inclusões de plagioclasio

dentro dos ortoolásios (foto IV.3). Estes plagioolásiôs não são antipertíticos, mesmo quando

há outros grãos, antipertiticos, nas proximidades, mas apresentam a mesm& composição,

oligoclásio, dos outros. Lindsley (1983) comenta as "exsoluções granulares" no caso dos

piroxênios, e sugere-se que este seja seu análogo aplicado aos feldspatos.

O plagioclasio se altera para sericita/muscovita.

Fotomocrografia IV.4- Plagioclásio antipertítico, com exsoluções de feldspato alcalino

crescidas seguindo direções cristalográficas do hospedeiro. Amostra UB-102, nicóis cruzados,

aumento 250X

O quartzo representa de 15 a40Yo dos minerais felsicos presentes. É xenomórfico e

apresenta freqüente extinção ondulante e reconstituição.

Os quartzos englobam com freqüencia cristais de feldspatos, hornblendas, biotitas,

piroxênios e opacos. Além disso, são cortados por muitas trilhas de inclusões fluidas, trilhas

estas que, em geral, não cruzam a borda do grão. As inclusões parecem ser bifásicas, COr,,, -

COzet , ou trifäsicas HrOo, - COzol - COzreÞ mas a âgta é subordinada. São muito comuns

inclusões em cristais negativos.

Os três minerais félsicos somam acima de 90o/o do volume total da rocha.

O ortopiroxênio geralmente ocorre em quantidades pequenas na rocha; de algumas

amostras, notoriamente verdes, foi necessário confeccionar várias lâminas até que se

encontrasse o ortopiroxênio.

O ortopiroxênio é uma ortofenossilita, incolor, com pleocroísmo muito tênue a

ausente e com birrefringência baixa, apesar da composição rica em ferro. A sua composição

coloca a ortoferrossilita nas proximidades do limite entre sinais positivo e negativo, e alguns

dos ortopiroxênios apresentam sinal positivo. Apesar de não ser comum, os ortopiroxênios de

algumas amostras apresenta^rn exsoluções de clinopiroxênio. Estas exsoluções são geralmente

33

muito finas, dificeis de se reconhecer ao microscópio. Raramente a ortoferrossilita se

geminada (foto IV.5).

Fotomicrografia IV.s- Ortopiroxênio geminado, com finas exsoluções lamelares de

clinopiroxênio. Amostra UB-152a, nicóis cruzados, aumento 25OX

Geralmente a ortoferrossilita se apresenta alterada, principalmente para um filossilicato

alaranjado não identificado (foto IV.6). O ortopiroxênio sofreu diversas transformações

posteriores à sua formação. A substituição de ortopiroxênio por hornblenda é a mais comum.

As fotos IV.6, IV.7, IV.8 e IV.9 mostram estas transformações, as duas últimas mostrando

relictos de ortoferrossilita dentro da hornblenda, em perfeita continuidade óptica com

fragmentos de ortoferrossilita adjcente. Outra transformação observada é da ortoferrossilita

para quafizo e magnetita, sempre em associação com hornblenda. A foto IV.IO mostra a

substituição do hiperstênio por quartzo+magnetita e hornblenda. Algumas vezes foi

identiñcado plagioclásio participando da reação (foto IV-9), mas em geral o fornecedor de Al

e Ca (e Na/I() para a formação de hornblenda é incerto. Menos comum é a transformação do

ortopiroxênio paxa para biotita.

34

Fotomicrografia IV.6- Ortopiroxênio fortemente alterado para filossilicato alaranjado e

opacos envoltos em hornblenda. Amostra PI-53a" nicóis paralelos, ar¡mento l00X

Fotomicrografia fV.7- Ortopiroxênio levemente alterado envolto por hornblenda muito verde

intercrescicla com quartzo. Amostra UB-109, nicóis cruzados, aumento 250){

X'otomicrografia IV.t- Ortopiroxênio fortemente alterado para filossilicato alaranjado em

contato com hornblenda poiquilítica contendo relictos de ortopiroxênio em perfeita

continuidade óptica" além de quartzo e opacos. Amostra UB-139, nicóis cruzados, aumento

l00x

Fotomicrogrefia IV.9- Ortopiroxênio fortemente alterado para filossilicato alaranjado sendo

transformado para hornblenda" com fragmentos reliquiares de opx na hornblenda" e presença

de opacos, quartzo e plagioclasio. Amostra UB-186, nicóis cruzados, aumento l00X

Fotomicrografïa IV.10- Ortopiroxênio sendo digerido para formação de quartzo, magnetita

e hornblenda. Amostra UB-152a, nicóis cruzados, aumento l00X

Fotomicrografia IV.11- Dois cristais de ortopiroxênio (com finas lamelas de exsolução de

opx, não visíveis neste aumento) sendo digeridos por hornblenda. Tanto os dois fragmentos

do cristal maior (cor alaranjada) quanto do menor (amarelo claro) estão em continuidade

óptica. Amostra PI-186, nicóis cruzados, aumento l00X

O volume de anfibólio, entre os minerais máficos presentes, foi estimado em 50 a 9oo/o

destes.

O anfibólio apresenta pleocroísmo verde intenso - castanho esverdeado - castanho

amarelado, e foi identificado opticamente como uma hornblenda" e pela cor verde e 2V baixo

(por volta de l0o) como ferrohastingsita. (Tröger 1979). A analise por microssonda

eletrônica de alguns destes antibolios (cap. 6) indica composições de hornblenda hastingsítica

ou hornblenda ferro-edenítica (dependendo se FeO é, respectivamente, médio ou máúmo,

classificação de Leake l9Z8). A denominação diferente (ferrohastingsita ou hornblenda

hastingsítica/ferro-edenítica) é resultado, obviamente, da sua classificação baseada em critérios

ópticos ou químicos. Dá-se preferência ao termo ferrrohastingsita já que a anáüise por

microssonda não consegue ser precisa o suficiente para definir exatamente qual é o anfibólio.

A ferrohastingsita é poiquilítica, podendo englobar todos os demais minerais presentes.

Seus contatos com os minerais circundantes são interlobados.

Muito raramente, a ferrohastingsita aparece intercrescida simplectiticamente com o

quartzo (foto IV.12). Ferrohastingsita salpicada por opacos é muito comum.

Fotomicrograflra IV.l2- Ferrohastingsita muito verde intercrescida simplectiticamente com

qvaftzo' Amostra UB-43a, nicóis paralelos, aumento 1000X

O clinopiroxênio apresenta uma distribuição inegular dentro do corpo. Quando

presente, é bem mais comum do que a ortoferrossilita, mas na maior parte das amostras é

ausente.

O clinopiroxênio encontrado é uma hedenbergifø. Apresenta-se incolor a levemente

esverdeada. Sua cor e pleocroísmo, como no caso do ortopiroxênio, são muito suaves para

sua composiçõo muito rica em ferro. Sõo comuns exsoluções de ortopiroxênio na

hedenbergit4 que acompanham direções cristalográficas do clinopiroxênio. Apesar de raras,

foram observadas exsoluções em duas direções cristalográficas. Alguns casos de cristais de

orto- e clinopiroxênio em contato aparentam equilíbrio (foto IV.l3), ou até intercrescimento

entre dois cristais bem desenvolvidos (foto IV.l4), mas em geral os piroxênios são separados

por sua alteração ou hornblendas e biotitas de sua transformação.

X'otomicrogrefia IV.f3- Ortopiroxênio (cristal maior) e clinopiroxênio em contato

aparentemente equilibrado, com quartzo. Situação muito rara em Ubatuba. Amostra UB-139,

nicois cruzados, aumento 65X

A hedenbergita sofre transformações similares às do ortopiroxênio. A mais comum é a

de cllinopiroxênio para hornblenda, mais quartzo e opacos (foto fV.l5)

39

Fotomicrografia IV.f 4- Ortopiroxênio de cor de interferência amarelo palido intercrescido

com clinopiroxênio de cor de interferência mais altq e também contornando-o. Amostra UB-106, nicóis cruzados, aumento 100X

Fotomicrografia w.15- Hornblenda verde envolta em biotita castanha-amarelada. Amostra

UB-85, nicóis paralelos, aumento l00X

40

As biotitås sõo comuns na maior parte das arnostras, rnas ncm sempre ocorem.

Existem duas gerações de biotita: uma geração de biotitas vermelhas, supostamente

primfuias, e urna geração de biotitas verdes a castørlus, que aparece como produto da

alteração de ortopiroxênios, clinopiroxênios, hornblendas e biotitas vermelhas, e são mais

comuns eri amostras um pouco mais alteradas. São muito comuns belos interoresoimentos

simpleotlticos entre biotitas verdes ou castanhas e quartzo (fotos ry.16 e IV.l7).

X'otomicrografia IV.IG Biotita avermelhada (secção basal) intercrescida simplectiticaÍiente

com quartzo. Observe-se a grande quantidade de zircões preserites. Amostra UB-231, nicois

paraleloq aumento 100X

4l

¡'

Fotomocrografia nlJ7- Intercrescimento simplectítico de biotita castanho-amarelada e

quartzo. Amostra UB-244, nicóis paralelos, aumento 250){

As biotitas castanhas, além de descenderem dos minerais listados acima, aparentemente

podem se originar da reação entre magnetita e quartzo. A foto IV.l8 mostra uma biotita

castanha crescendo ao redor de um cristal de magnetita no seu limite com qu&rtzo,

radialmente e em duas gerações, a primeira maciça e a segunda intercrescida

simplectiticamente com quartzo. As biotitas, no entanto, podem ser truncadas posteriormente

por quartzo (foto IV.lg), sendo este o último estágio de transformações observado nestas

rochas.

42

Fotomicrografia IV.IE- Biotita castanha crescendo radialmente às expensas de magnetita.

Nota¡ duas gerações de biotitas, uma interna, maciçq e outra extern4 intercrescida

simplectiticamente com quartzo. Amostra UB-106, nicóis cruzados, aumento l00X

Fotomicrografia IV.19- Biotitas castanhas truncadas por quartzo. Amostra UB-106, nicóis

cruzados, aumento l00X

43

Zircõo, apatita e os opacos são acessórios muito comuns.

O zircão está sempre presente em quantidades elevadas. Apresenta-se idiomórfico,

com secção quadrada ou losangular, principalmente, ou como bastõo. Formas irregulares ou

arredondadas são mais raras, mas ocorrem.

A qatita idiomórfica também é muito comurn, por vezes mais abundante que o zircõo.

Geralmente se äpresenta sob ¿ tbrma de bastões.

Os opacos nõo receberam a atenção devida neste trabalho. As poucas observações em

secção polida revelaram apenas magnetita e ilmenita" freqüentemente um contendo lamelas de

exsoluçõo do outro.

A allonita oco¡Te apenas em algumas amostras. Apresenta coloração castanho escuro

e ca¡Áter biaxial negativo, e causa halos pleocróicos em biotitas e anfibólios.

A titanita também é muito rara. Apresenta-se vermelha e na forma de navetes. O

tamanho dos cristais, no entanto, é muito pequeno para permitir maior detalhamento.

O charnockito faz contato principalmente com um hornblenda-biotita granito.

Os hornblenda-biotita granitos (representados no mapa por Hbg) são rochas

subequigranulares a porfirlticas, de granulometria de média a grossa, com megacristais de

feldspato alcalino e de quartzo da ordem de l0 mm, Apresenta urna cor rosad4 mais comum,

mas pode ser castanha ou acinzentad4 tomando-se esbranquiçada com a alteração. Os

gfanitos são leucocráticos a hololeucocráticos, e são sempre foliados. A foliaçõo nõo constitue

bandamento, apenas uma orientação dos minerais máficos constituintes, e não justificaria a

denominação dcpai*se. Esta foliação é unna feiçõedevida à deformação.

O homblenda-biotita granito, ao microscópio, é muito semelhante ao charnockito. Aprincipal diferença é a total ausência de clino- ou ortopiroxênio. Predominam, entre os

máficos, biotita castanho-amarelada e homblenda castanha.

Encontra-se no granito a hornblenda verde, em geral sofrendo sobreorescimento de

biotitas castanho-amareladas. Não foi observada biotita avermelhada.

Outra ca¡acterística dos homblenda-biotita granitos é o reordenamento da estrutura do

feldspato potassico, passando de ortoclásio monoclínico para microclínio triclínico, com

desenvolvimento da geminaçõo em grade e exclusão das exsoluções de plagioclásio (foto

IV.20). Como no c&so das rochas chamockíticas, as exsoluções de plagioclásio podem se

agrupar n¿ borda ou dentro dos gfão (foto IV.21), e geralmente se mostram com diferentes

estágios de alteração para sericita. Por outro lado, as exsoluções de feldspato potåssico nas

antipertitas podem ter o mesmo comportamento, agrupando-se para formar grãos

individualizados (ficto fV. 22). São observados megacristais de quartzo, alongados na direção

da foliação, prováveis porñroblastos.

Fotomicrografia ry.20- Ortoclasio mesopertítico apresentando reordenamento da estrutura

de monoclínica para triclínica (microclínio), evidenciada pela formação de geminação em

grade, e expulsão das lamelas de exsolução de plagioclásio. Amostra PI-85, nicóis cruzados,

aumento l00X

Fotomicrografia IV.2l- Desenvolvimento de cristais de plagioclásio orientados a partir das

exsoluções em feldspato potássico micropertítico. AmostraI[-244, nicóis cruzados, aumento

l00x

45

Fotomicrografia nt.22- Plagioclásio com exsoluções de feldspato alcalino granulares.

Amostra IA-99, nicóis cruzados, aumento l00X

Nos outros aspectos, o hornblenda-biotita granito é extremamente semelhante ao

charnockito, em escala microscópica.

É necessário dizer que o número de amostras deste gfanito é reduzido, por conta de

elevado estágio de alteração da maioria dos afloramentos. Esta diferença em termos de

afloramentos, em comparação com os charnockitos, é a ausência de pedreiras, no granito,

responsáveis pela grande maioria das boas amostras obtidas.

A noroeste e a sudoeste o charnockito está em contato com gneisses diversos, não

diferenciados, representados por Gn.

Um grande número de diques corta o charnockito, observáveis principalmente nos

costões. Uma família de diques menos comuns é a dos granitóides verdes. São diques de

hornblenda-piroxênio monzodiorito, c'nde o máfico predominante é o diopsídio

(Wo*En rFs,u), seguido de hiperstênio (Woo,Enr3Fs46, configurando uma enstatita" usando

nomenclatura oficial, Morimoto 1990) e hornblenda verde, com plagioclásio ripiforme,

ortoclásio mesopertítico e quartzo. A granulação é fina, e a rocha não apresenta foliação

nenhuma. O contato com os charnockitos é linear, e não causa nenhum disturbio à rocha. Um

contato observado com os granitos, no entanto, apresenta uma massa pegfnatóide que se

interpões a eles, de quase um metro de espessura, com textura gráfica e cor rosada. Este

46

t;I

I

pegrnatóide pode ter sido gerado por uma fusão mínima no granito, graças à maior

temperatura do charnockito fino.

Outra famflia de diques a cortar o charnockito, esta muito comum em toda a area, são

os granitos hololeucocráticos finos. Trata-se de um biotita granito maciço, não foliado,

equigranular fino, que causa "decharnockitização" na encaixante (o ponto 185 é o melhor

exemplo disso). þsta "oecharnockitizaçâo" se caraûenza pela mudança de cor da rocha" de

verde para rosado, num espaço de 20 cm, a partir do dique.

Por finu uma grande quantidade de diques de diabásio e lamprófiros se encaixam no

charnockito, com larguras que variam de alguns milímetros até dezenas de metros,

apresentando disjunções colunares e bordas afaníticas resfriadas. Estes dique tem direção NE

ou NW, aproveitam traços estruturais pré-existentes (com freqüência observa-se fratura na

continuação da direção do dique, e são paralelos aos lineamentos regionais) e são muito

posteriores, supostamente relacionados à efusivas da Bacia do Paraná e à abertura do

Atlântico, como evento maior. O mesmo acontece com alguns raros diques de rochas alcalinas

félsicas (tentativamente chamados de traquitos).

Os depósitos recentes, de origem marinha, fluvial ou ambas, foram extraídas do mapa

topográfico e das fotos aéreas. Recobrem as áreas planas do terreno, e são representadas por

Qi no mapa.

TV.2 - RELAçOES DE CONTATO

Os contafos rJc charnock¡to corn o- hornblenda-biotita gfanito são, em geral,

transicionais, e em alguns pontos foram considerados por falh4 por conta de uma foliação

intensa das rochas nas proximidades.

O charnockito faz contato com outros litotipos, nos seus limites noroeste e sudoeste.

A noroeste, a rocha encontrada é um gnaisse muito bandado, com dobras intrafoliais,

contendo biotita e granada, com boudir¡,s de anfibolito muito estirados. Apresenta ainda

feldspatos ovalados e ribbons de quartzo. Provavelmente este gnaisse se encaixa no Grupo

Embú, por analogia com o descrito por João Fernandes (1991) e pela proximidade geográfica;

o contraste da tênue deformação apresentada pelas rochas charnockíticas com as várias fases

descritas pela autola acima indica claramente que se trata da encaixante das primeiras. O

charnockito observ¡ldo nas proximidades também se mostra muito foliado, inclusive com

ribbons de quartzo, mas não se observam cominuição dos grãos ou rotação de feldspatos.

Esta foliação mais intensa nas proximidades do contato sugere um contato por falhamento.

A extremidade sudoeste do corpo maior faz contato com um gnaisse com espessas

bandas hololeucocráticas de aspecto sacaroidal, com gtanadas e boudins anñbolíticos, injetado

4'l

por uma grande vsriedade de granitóides e quartzo anfibolitos. A deformaçõo intensa que se

const¿ta neste gnaisse, assim como uma folisção mais pronunciada observada no charnockito

nas proximidades, sugerem r¡m contato por falha.

TV.3. DEFORMAÇÃO

Os chamockitos, como já foi dito, apresentam-se, em geral, muito pouco foliados,

sendo esta foliação m¿¡cada por paralelismo das máculas de minerais máficos. Nas regiões

onde foram inferidas falhas, a partir de uma deformaçõo mais intensa, not&-se uma diminuição

da granulometria da matriz e estiramento e recristalização dos grãos de quartzo.

Ao microscópio, nota-se que os minerais má.ficos concentram-se em aglomerados, que

são os discóides que dão a foliação da rocha. Nestes aglomerados, os minerais máficos nõo

apresentam qualquer orientação, com biotitas e homblendas recristalizando em direções

va¡iadas, e piroxênios igualmente sem direção preferencial de cristaliz¿ção; não são

observados grãos cominuídos ou recristalizados nas amostras, a não ser em alguns lugares

específicos, nas proximidades de alguns contatos do charnockito. Como o principal mineral

máfico é a hornblend4 já rec¡istalizada, a conseqùência lógica seria supor uma origem

metamórfica para esta foliação, mas a própria falta de orientação deste mineral se contrapõe a

esta idéia. Resta a hipótese de que os próprios minerais primários que antecederam aos

anñbólios tivessem uma disposição planar, e que a recristalização apenas herdou esta feição. É

uma questão que deve ser respondid4 ainda.

O número de medidas, principalmente de foliação, colet¿das durante o trabalho de

campo é bem restrito. Esta dificuldade de obter um número razoâvel de medidas advém da

peculiaridade dos afloramentos, em costões, muito planos para que se obtenha um dado

tridimensional confiável, ou èm pedreiras, onde os blocos já são rolados (que perfazem a

maioria dos afloramentos com controle de litologia, e obviamente não fornecem medida).

A média das medidas (calculada pelo programa Quicþlot) é de 159/88.5, e atinge boa

uniformidade a 957o. Isto equivale a uma direção da foliação média de N69Bsubvertical, o

que coaduna muito bem com a direção geral dos contatos e os lineamentos observáveis em

fotos aéreas. Esta direção varia 20 a 30o para os dois lados, dando à foliaçõo, e aos contatos,

um especto "serpenteante" no rnapa. O mergulho também varia, de 70o NW a 70" SE, mas

tem uma tendência à verticalidade.

O\t-

cApÍTULo v- cpoeuÍulc¡, DE RocHA TorAL

O corpo granítico-charnockítico de Ubatuba apresenta um espectro composicional

relativamente restrito, variando a sílica entre 64 e 78Yo (listagem das análises químicas no

anexo ltr).Os diagramas sílica versus óxidos (figura V.l) mostram um bom alinhamento dos

pontos, com decréscimo dos teores de TiOr, Al2O3, FqOr(t), MnO, MgO, CaO e PrO, com

aumento de SiOr. NarO apresenta uma tendência de decréscimo, apesar de apresentar uma

maior dispersão dos pontos; este comportamento deve refletir uma fonte empobrecida em

sódio. Os valores de ÇO apresentam-se muito dispersos, com duas análises que plotam muito

acima de uma possivel tendência a incremento, mesmo que discreta, oom aumento do teor de

sílica. Pode ser devida à entrada posterior de IÇO na rocha, trazido pelos muito diques

graníticos que cortam toda a are¿. A entrada de fluidos metassomatizando o charnockito

também poderia explicar a dispersão observada na maioria dos diagramas. Pb e Rb

aparentemente acompanham a tendência de grande dispersão do potássio, e Sr e Ba parecem

acompanhar a tendência de decrécimo do sódio.

Os diagramas de distribuição para MgO e MnO, e, em menor escalq para FeO(t),

podem indicar uma dualidade na distribuição destes elementos; no caso do MgO e MnO, no

entanto, isto é muito mais fruto da escala expandida utiliável, dada a pequena variabilidade no

teor destes elementos, do que da presença de dois trends distintos. A não variação da relação

Fe/Fr -Mg estavel em 0 9t0 o5, confirm esta interpretação.

Os outros elementos menores plotados (Zr, Zn, Ga, Tl'L Y e Nb) não apresentam

relação definida.

Como o potássio e o sódio (em menor grau) e os elementos menores relacionados

indicam uma mudança no quimismo, os diagramas de distribuição foram repetidos com TiO,

no lugar de SiOr, já que a sílica também pode ser móvel (figura V.2). Como as tendências já

observadas na série de diagramas anterior se confirmanL mas nada de novo acrescentam às

observações anteriores, apenas os diagramas que podem contribuir à discussão são

apresentados. O diagrama de FeO(t) verws TiO, apresenta um alinhamento muito bonq com

pequena dispersão observada para MgO e MnO. Desta formg acredita-se que existe apenas

um trend para as a¡nostras de Ubatuba, e a dispersão para MnO e MgO se deve à mesma

r azÃo arrolada anteriormente.

Todas as amostras analisadas inserem-se no campo dos granitos, no diagrama

Anortita-Albita-Ortoclásio, com defiição dos campos segundo O'Connor (1965, figura V.3).

I l[',t :,'.i , ' ,' i 'I

, ji l :j

0 { !

Figura V.3- Classificação das amostras de Ubatuba no diagrama de O'Connor (1965),

utilizando dados normativos

O diagrama de Mddlemost (1985) classifica as arnostras como granitos (campo 6),

com ortoclásio granitos (3) e raros quartzo sienitos (5) subordinados (figura V.4).

Figura V.4- Classificação das amostras de llbatuba segundo diagrama de Mddlemost (1985)

Também a classificação de Debon & Lefort (1983), utilizando os parâmetros Q verszs

P, olassifica as rochas como granitos (campo 1), com adamelitos (granitos 3a, campo 2),

quartzo sienitos (5) e quartzo monzonitos (6) subordinados (figura V.5).

Figura V.5- Classificação das amostras de llbatuba pelos parâmetros QP segundo diagrama

de Debon & Lefort (1983)

A composição normativa (CIPW) das amostras, calculada pelo programa NEWPET,

plotadas no diagrama QAP adaptado para nonnas por Lemaitre (1989), indica uma

concentração nos campos 3b (monzogranito) e, subordinadamente, 8* (quartzo monzonito)

(figura V.6). A conrparação das normas CIPW com as respectivas estimativas modais mostra

ume grande coerência entre ambos, considerando que a norrna não contempla homblenda e

biotita. Assim, levando-se em conta que a aniiJise modal nestas rochas é muito dificil, a

classiñcação baseou-se nesta norma, e as rochas são portanto classificadas como m-

-400 -300 -200 -100 0 100 200 300P-K- (Nâ + Ca)

chamookitos (campo 3) e m-quartzo mangeritos (campo 8*) subordinados, assumindo-se a

olassifioação de Streokeisen Q97\, e considerando-se a presença de ortopiroxênio. O prefixo

m- decorre da predominância de mespertita na rocha, e segue a mesma orientação quanto à

nomenclatura.

Figura V.6- Diagrama QAP mostrando a distribuição normativa das amostras de Ubatuba

Q.emaitre 1989), com trend evolutivo da série cálcio-alcalina de alto K, segundo Lameyre &Bowden (1982)

A distribuição normativa CIPW, plotada no diagrama QAP ao invés da distribuição

modal, coaduna melhor com uma evolução de série gfanitóide cálcico-alcalina de alto K,

segundo Lameyre & Bowden (1982), representada apenas por seus termos mais diferenciados.

As rochas de lJbatuba são essencialmente metaluminosas, segundo o índice de Shand

(figura V.7). Este caráter se reflete na total ausência de córindon normativo, na ausência de

fases aluminosas (polimorfos de AlrSiOr, granadas, etc), e possivelmente no baixo teor de Al

nos ortopiroxênios,

a.

")2æ

ÀI2o3/(CaO+Nâ2o+X2o)

Figura V.7- Índice de Shand das amostras de lJbatuba

Debon & Lefort (1983), através dos parâmetros multioatiônicos A [Al-(K+¡¿+29¿¡¡ ç

B (FcrMg+Ti), representados na figura V.8, inclue as amostras na sua série metâluminosa,

setor IV (minerais Ëmicos previstos: hornblenda, biotit4 orto- e clinopiroxênio, epidoto e

titanita), e define sua associação caËmica que, segundo os autores, corresponde

descritivamente às do tipo I de Chappell & White (1974, In Debon & Lefort 1983).

I '-¡

4;r{ . '., !.'... .

----.---\\ --"----.-

BTFè+Mg+T1

Figuia V.8- Distribuição dos parômentros multicatiôniços A e B oaloulados a partir das

amostras de Ubatub4 segundo diagrama de Debon & Lefort (1983)

Apesar do teor muito baixo em minerais má.ficos das amostras de lJbatuba

comprometer uma classificação que se baseie em minerais escuros, o gráfico QBF (figura V.9)

de Debon & Lefort (1983), associado aos QP (figura V.l0), mostra uma associação cafëmica

de tipo subalcalino (ou monzonítico) claro potássico.

X'igura V.9- Distribuição dos parâmentros multicatiônicos Q, B e F calculados a partir das

amostras de lJbatuba, segundo diagrama de Debon & Lefort (1983)

f¡en d representado :

subalcalino cla.ro potássico

Figura V.lO- Distribuição dos parâmetros multicatiônicos Q eP calculados a partir das

amostras de lJbatuba, segundo diagrama de Debon & Lefort (1983)

A distribuiçõo dos elementos traços Ba, Rb e Sr no diagrama triangular de El Bouseily

& El Sokkary (1975)(figura V.12) mostra uma g¡ande concentração no campo dos "granitosnormais", coincidente com o oampo dos granitos de baixo c¿i,lcio de Turekian & Wedepoht

(1961, In El Bouseily & El Sokkary 1975), com alguns pontos invadindo o campo dos

granitos fortemente diferenciados, representando termos mais ricos em Rb. Apesar de

inseridos no campo dos granitos "normais", alguns pontos localizam-se no limite com o campo

dos granitos "anômalos", que os autores consideram como resultantes de ação metassomática.

a-Granitos normaisb-Granitos fortemente diferenciadosc-Granitos anômalos

Bâ srtr'igura V,l1- Distribuição dos elementos Ba, Rb e Sr com interpretações genéticas de

El Bouseily & El Sokkary (1975)

Com a finalidade de se determinar o ambiente tectônico de formação dochamockito a partir de suas caracteristicas geoquímicas, foram utilizados diversos diagramasgeotectônicos.

-300 -200 -100 0 100 200

O lançamento das anáIises no diagrama tectônico R1-R2 de Batchelor & Bowden(1985) mostra um trend de fusõo parcial equilibrada típico de ambiente tardi-orogênico (figurav.l1).

" ", 1"".

", '_" ","" (

"'"" "." K) '_ô

0t { Fâ, T ir

'

3 00 0,5 0

Figura V.12- Distribuição dos parâmentros multicatiônicos Rl e R2 calculados a partir das

amostras de Ubatuba, com interpretações de ambientes tectônicos de

Batchelor & Bowden (1985)

utilizando-se a relação Rb verszs sr para estimativa da espessura da crosta porocasião da formação do granitóide, seguindo idéia de condie (1973), obtém-se valores daordem de trinta km (figura v,13), compatível com uma pressão de 7,5 kb, considerando-seque quatro quilometros de espessura de crosta são necessários para cada kb de pressão.

./'/6 - gø-oolltlloh ,,. \" ^* *""*t/ \

2Ma + Àr ,/\ ^ \./\'\,/----i \ \

t/ + -__--\ \1 "4",-' \,/ -----.-------:--t- * \

'" ", Ì33^,

Figura V.l3- Distribuição logarítmica de Rb e Sr das amostras de Ubatuba, em gráfico de

Condie (1973)

A distribuição dos elementos traços (+ potássio), normaliz¿dos pelo granito de

cordilheira oceânica (oRG), está reproduzida na figura v.14. o trend de Peîrçe et at. (r9g4)que mais se aproxirna desta distribuição é o de granitos intra-placa de litosfera continental

afinada, onde se destaca o significativo enriquecimento de Rb e Th em relação a Nb, a

ausência de anomalia negativa de Ba e o gradiente suave de Nb até Y. Esta característica éconsiderada como herdada da crosta, e este tipo, portanto, descrito como ',dominado pelacrosta". Os diagramas SiO, versus Rb, Y e Nb (figuras V.15, V.16 e V. 17, respectivamente),no entanto, não permitem classificação, deixando abertas as possibilidades granito de arcovulcânico (VAG), colisionais (COLG) e intra-placa (WPG), e eliminando apenas os granitosde cordilheiras oceânicas (ORG). Segundo os autores, esta sobreposição é possível paragranitos intra-placa de litosfera afinada.

( P€rEc-_94 )

K20Þ Ba îh Tâ Nb c- H! z¡ sm Y Yb

Figura V.14- Distribuição dos elementos traços e potássio de Ubatuba normalizados pelogranito de cadeia oceânica de pearce et al. (19g4)

100 0

60 65 sroz ?1*c cl 75 ao

Figura v.15- Distribuição de Sio, verflis Rb, com divisão dos campos segundo

Pearce et al. (1984)

59

WPG|-ORG(a{)

VAGi-COLG+ORG (d)

6o 65 uro, t1*. ",

tu 60

Figura V.l6- Distribuição de SiO, versrrs Y, com divisão dos oampos segundo

Pearce et al. (1984)

wPc+oRG o)

VAGI-COLGFORG (a,c,d)

.to. t*. *l '

ß'igura V.17- Distribuição de SiO, versns Nb, com divisão dos campos segundo

Peuce et al. (1984)

Os diagramas Rb-Y+Nb e Nb-Y (figuras V.18 e V.l9) tampouco esclarecem oambiente de origem destes granitos, permitindo as mesmas possibilidades que os diagramas

contra sílica. Duas explicações arroladas por Peaxce et al. (1985) vêm de encontro às

dificuldades: primeiramente, a possibilidade de se tratar de um granito tardi- a pós-tectônico,

cujo campo não pode ser definido nestes diagramas, pois estes se basei¿m numa fonteconhecida para o magma, crustal ou mantélica, e os gfanitos tardi- a pós+ectônicos podem terfontes diversas. A outraj a possibilidade de metassomatismo deslocar o campo no sentido doincremento dos teores de Y, Rb e Nb. A conjunção destes dois fatores pode explicar porque

estes elementos traços não permitem interpretação tectônica dos charnockitos de ubatuba.

Y + Nb (pÞh)

Figura V.lt- Distribuição de Rb v¿rszs Y+Nb das amostras de ljbatubg segundo gníûco dePearce et al. (1985)

Figura V.19- Distribuição O" * ,rr" t ¿i", i',ou.u, O"ä**", segundo gráfico de

Pearce et al. (1985)

outro sistema classificatório muito utilizado para granitóides e que não permitiu aclassificação destes é o de Mania¡ & Piccoli (1989).os diagramas sio, ver.vs Kro, N"o, eFeo*(Feo*+Mgo) limitaram a escolha a granitóides relacionados a i?/s (RRG) e desoerguimento epirogenético continental (cEUG)(figuras v.2o,v.2l e v.22, respectivamente).os diagramas subseqüentes, derivados do diagrama AFM e ACF, respectivamente figurasY.23 eY.24, no entanto, não permitem nenhuma destas opções. (As outras siglas significam:IAG: granitóides de arcos de ilha, cAG: granitóides de a¡co continental, ccG: granitóides decolisão continental, PoG: granitóides pós-orogênicos, op. plagiogranitos oceânicos). A ¡azdomais óbvia para isto é que os autores não contemplaram ganitóid€s formados no ambienteque originou os de ubatuba. A figura I do trabalho de Maniar & piccoli (1989), que plota ostipos litológicos representativos de cada um dos ¿mbientes que contemplaram no diagramaQAP, não define nenhum campo que combina com o trend de lJbatuba.

lo¡rgo (*-t tr 2o 30

Figura V.23- Diagrama MgO-FeO*, derivado do diagrama AFM, das amostras de {Jbatuba

com limites de Maniar & Piccoli (1989)

cao (wE rÙ )

Figura V.24- Diagrama MgO+FeO*-CaO, derivado do diagrama ACF, das amostras de

llbatuba com limites de Maniar & Piccoli (1989)

60

50

30

20

60

50

30

20

10

Figura V.25- Figura 1 de Maniar & Piccoli (1989), representando os diferentes tipos de

granitóides constantes de seu estudo representados em diagrama QAP. Comparar

com a distribuição do charnockito de Ubatuba da figura V.6

CAPÍTULO VI - GEOTERMOBAROMETRIA

vr.l - rNcr.usons rr,úmrsVI.la - Resultados

As aproximadamente 200 inclusões analisadas neste estudo são de COz bastante puro(Tfco2 entre -56.6 e -57.1"C) de baixa densidade, com Tl¡. acima de 20"C, portanto

densidades inferiores a 0.8glcm3, nitidamente secundá,rias, dispostas em trilhas que

freqüentemente não ultrapassam o limite dos grãos (são, portanto, pseudosecundiirias) e com

forma de cristais negativos mais ou menos bem desenvolvida, O estudo mais detelhado destas

inclusões pode fornecer informações sobre a história de soerguimento do charnockito, e

deverá receber a devida atenção fi¡turamente.

A benvinda excessão é representada por cinco inclusões, de densidade mais alta, que

possivelmente registram condições próximas às obtidas para P e T por outros métodos, e que

supostamente se aproúmam daquelas em que o litotipo oristalizou, IJma destas inolusões

hospeda-se em zircão idiomórfico (ponto UB-106) e não sofre modificação até o limite do

equipamento (-180'C), portanto sem valor pa¡a este estudo; supõe-se que seja composta por

N2, N2+CO2 ou \+CHo Três inclusões, numa mesma amostra (ttB-52) da porção central do

corpo charnockítico, apresentam TÌ¡a de -18.7, -18.9 e -22.6oC, representando densidade

entre 1.00 e 1.03 g/cm3(figura VI.l).

Figura VLl- Diagrama de fases do COr, mostrando isócoras correspondentes às Ttr"* de

inclusões supostamente primárias de lJbatuba. Diagrama de Roedder (1984)

Por fim, uma única inclusão superdensa, isolada, muito escura e de contorno irregular

foi encontrada na amostra PI-192 pelo Dr. K, Fuzikawa (CDTN/CNEN, Belo Horizonte,MG),que a identificou como de COr. Seu contúdo solidificou-se a -103.1oC, passando por fase

aquosa instantes antes (-l00oc).cicnsidade de aproximadamente 1.

Esta trajetória de mudança de fase metaestável atribui-lhe

27 glcmr (figura VI.2).

Figura VL2- Diagirama de fases de transformações meta-estáveis de CO, de alta densidade,

mostrando isócora correspondente à inclusão de alta densidade encontrada em Ubatuba.

Extrapolado de Roedder (1984)

VI.lb - Discussão e conclusões

As isócoras de 1,00 e 1,03g/cm3 definem a área no diagrama P-T assinalado na figura

VI.3, enquanto que a inclusão de 1,27 {cm3 define a isócora isolada representada na mesma

figura. Como não há, regionalmente, nenhuma evidência de condições de alta pressõo com

baixas temperaturas, supõe-se que o grão de quartzo seja herdado de condições de pressão

mais elevadas, durante a ascenssão do magma. Não se explica, em princípio, como a inclusão

sobreviveu à asoenssão sem decrepitar, nem este g¡ão de quartzo apresenta qualquer diferença

em relação aos outros grãos.

å

¡

hpn¡nqCFigura VL3- Faixa de pressão e temperÊtura na qual o líquido contido em inclusões

supostamente primii'rias de Ubatuba foi aprisionado, assim como de inclusão de CO,

superdenso. Diagrama de Roedder (1984)

As isócoras deduzidas das Th, apesar de refletirem apenas três medições, foram

consideradas dados confiáveis para a tentativa de elucidar as condições de cristalização do

corpo, dentro das óbvias limitações do método, uma vez que as medidas são visuais, tendo

muito pouca limitação instrumental, e revelam um fluido realmente aprisionado naquelas

condições. Isto posto, e observando-se que a faixa definida pela microtermometria é coerente

com o que se espera, considera-se o cÍrmpo isocórico assim delimitado como uma faixa de

maior confiabilidade, na acareação com faixas definidas por outros métodos.

Outras duas conclusões são possíveis a partir da observação das inclusões fluídas: a

primeira diz respeito à natureza do fluido presente na cristalização do charnockito, já que

todas as inclusões apresentam uma temperatura de fusão muito próxima a -56.óoC, o que

permite dizer que o fluido presente é CO2 bastante puro. Apesar da grande quantidade de

inclusões secundrírias, as primárias são extremamente raras, o que pode levar à especulação

que o charnockito se formou num ambiente pobre em água, mas também pobre em qualquer

fluido. Como corolário, especula-se que a Pou¡o*(=PHzoncø) .(( Pr*,, ou seja, a rocha é

seca.

61

VI.2 - QUIMISMO MINERALAs análises químicas pontuais estão reproduzidas nos anexos IV a VIII, assim como as

composições moleculares dos minerais, calculadas para base de E oxigênios (feldspatos), 6

oxigênios (piroxênios) e 23 oxigênios (homblenda). Todos os cálculos são baseados nestes

dados,

Quanto à composição destes minerais, observa-se que :

-o ortopiroxênio é muito rico em ferro, com Fs:En da ordem de 5:1, e se classifica

como um¿ ferrosilita (Morimoto 1990);

-o clinopiroxênio tem composição no limite dos campos hedenbergita-augit4 tambémmuito rica em ferro (Morimoto 1990);

-os anfibólios são hornblendas ferro-edeníticas ou hastingsíticas, respectivamente

considerando FeO máximo e intermediá,rio entre FeO e FerO, máximos, seguindo as

recomendações quanto à nomenclatura de Leake (1978);

-os feldspatos alcalinos apresentam, predominantemente, a molécula ortoclásio, mas

duas amostras, as duas que são mais favoráveis à aplicação para ternometri4 tem alta XAb, nocaso do ponto 73b maior do que a Xo.. A presença de feldspatos com alto teor em albita entre

ortoclásios muito mais puros deve representar feldspatos não-desmisturados, possivelmente

mantendo sua composição original, enquanto que os outros, com composicões próximas à dotermo puro, já são desmisturados;

-todos os plagioclásios analisados são oligoclásios, com X* entre 0.76 e 0.87.

VI2.a - Equilíbrio ouartzo-faialita-ortoferrossilita

A tabela VI. 1 resume a composição de oito ortopiroxênios analisados por dispersão de

energia. Apenas se difere do anexo IV pela inclusão da molécula de rodonita @h), necessária

p¡¡ra efetuar coneções no método de Bohlen & Boettcher (1981).

28b 30b 44b 68b 77b 80b 8lb 84b

Fs

En

Rh

Wo

81.0

14.6

2.1

2.3

81.1

14.5

', .,

2.2

81.6

t4.3)1

II

79.4

16.4

2.0

2.2

79.2

16.7

2.3

1.8

79.7

16.6

2-1

1.6

80.0

15,9

2.1

2.0

79.5

16.3

2.2

2.0

Fs

En

84.7

15.3

84.8

15.2

85.1

14.9

82.9

17.1

82.6

17.4

82.8

17.2

83.4

16.6

83.0

17.0

Tabela \II.l- Composição dos ortopiroxênios de lJbatuba, considerando os componentes

ferrossilit4 enstatita" rodonit¿ e wollastonita

A faixa de estabilidade mínima da ferrossilita é dada pela figura vI.4, representadasobre um diagrama P-T. Para pressões menores do que o representado, seria estável aparagênese quartzo+faialita, no lugar da ferrossilita. A pressão poderia ser maior do que orepresentado, portanto a faixa de estabilidade acima do disposto, mâs, como enfatizado nadescrição da metodologia, a observação de faialita+quartzo por coutinho (comunicaçãoverbal) numa amostra do chamockito de lrbatub4 à beira da BR-l16, em local indeterminadoleva a crer em condições muito próximas ao equilíbrio.

800 900

Tenpratue'C

Figura VI'4- Faixa de estabilidade da ortoferrossilita de Ubatuba, considerando equilíbriocom quartzo e faialita, em firnção de pressão e tempefatufa. Diagrama de Bohlen & Boettcher

(re81)

Da mesma forma que os dados obtidos pela microtermometria, o campo definido peloequilíbrio ferrossilitao.iaialita+quartzo também é considerado confiável, primeiro porque as

determinações da com¡rosição dos piroxênios foram, na medida do possível, corroboradaspelas observações em microscópio, segundo porque não existe a necessidade de paragênese

em equilibrio, que não se observa em ljbatuba, e terceiro porque as condições ideais quanto à

composição dos piroxênios são satisfeitas, com Fs*En>0.95 e En<0.2. por fim, o método se

baseia no mineral que define o litotipo, sendo portanto o mineral mais importante da suaassembléia mineralógica.

A intersecção dos campos definidos pela microtermometria e pela estabilidade do opx,pela maior confiabilidade dos dados utilizados para definíJos, será considerada a área maisprovável de conter as reais condições de formação do corpo mangerítico-chamockitico deubatuba" e o diagrama com este campo será utilizado como fundo para serem plotados osresultados obtidos com outros métodos.

VI.2b - Ortopiroxênio-Clinooiroxênio

A tabela VI.2 mostra a temperetura calculada para os pares opx-cpx pelos métodos deWood & Banno (1973), Wells (1976), Kretz (1982, atravéz do Ko) e powell (1978), e atabela vI.3 mostra as tempereturas calculadas para clinopiroxênios e ortopiroxênios pelométodo gláfico de Lindsley (1983) e para clinopiroxênios pelo método de Kretz (1982).Apenas o método de Powell (1978) é susceptível a variaçöes de pressão, e as temperaturasapresentadas na tabela referem-se a P:6kb. A temperatura sobe aproximadamente l7"c/kb.

Per T(W&8.73t TlWel¡s.76) TlKrer.KDl TlPow-78ì

6sÞ68b

67b68b

28b-29b

30b29b¿r.tL4ôh

791 ,09

832,21

812,94

812,82

818 r1

824,32

886,12

852,87

852,45

859.65

866,45

886,45

872,21

s72,54

873.5r

939,97

971,35

965,73

949,36

901 .13

Tabela vI.2- Temperaturas ('c) calculadas pa¡a cinco pares orto- clinopiroxênio de ubatubgpelos métodos de Wood & Banno (1973), Wells (1976), Kretz (1982, versão Ko) e powell

(1e78)

A observação das temperaturas calculadas a partir de pares opx-cpx logo ressalta a

razoável coerência dos resultados obtidos, aplicando-se o mesmo método, com os cinco pares

utilizados, provenientes de duas amostras distantes por volta de cinco km uma da outra. Astemperaturas de Wells (-850'C) apresentarn razoilel superposição com as de Kretz (Ko), em

média l5'C mais altas, e com Wood & Banno, por volta de 40oC mais baixas. Aquelas obtidaspor Powell localizam-se aproximadamente 100oC acima.

Ponto TlKretz.coxl TlLind-coxl T{Lind,oox)

28b

29b

30b

40b

4rb

44b

50b

65b

67b

68b

77b

80b

nrh

oge,r

593,6

521 ,6

603,8

630,2

649 0

680

660

575

640

580

670

630

600

550

600

570

550

600

Tabel¡ vr.3- Temperaturas ("c) calculadas para orto- e clinopiroxênios de ubatub4 pelosmétodos de Kretz (1982, versão clinopiroxênio) e Lindsley (1983, versões orto_ e

clinopiroxênio)

As temperatur¿s calculadas por minerais isolados já não apresentam a mesmacoerência observada para os pares, com dispersão bem maior. Mesmo assi¡r\ as médiascalculadas para cada método são próximas entre sí, convergindo para -600oc. Estatemperature é por volta de 250'c menor do que a média estimada por wells, wood & Bannoe Kretz (Ko).

o par anfibólio-plagioclásio já foi dimensionado para ser utilizado tanto comogeotermômetro quanto geobarômetro.

As temperaturas calculadas pelo método de Blundy & Holland (1990) para os cincopares analisados (tabela vI.4), provenientes de três amostras loc¡lizadas no centro (2) e mporção norte do corpo (1), mostram uma boa homogeneid¿de interna dos resultados, em tornode 880"c (para P= 6kb). A temperatura decresce aproximadamente lS'c/kb, portanto adiferença na temperatura calculada para variações pequenas de pressäo, da ordem de I ou 2kb, é pequena. Por outro lado, deu-se preferência à utilização gráfica da T em û.rnção da p, eneste caso não é necessario estima¡' n¿d¿. Fr¿iicarnente inexistem diferenças entre

temperaturas obtidas a partir de anfibólios com Feo mriximo (série "A') ou intermediárioentre FeO e FerO. máximos (série "C").

Per T(B&H,90t P(H&2.86ì PlHoll.STt PIJ&R.881 PlFer,90l

l4tFlshA 855,19

Râ¿ Â7

4,4

4A

4,6

^Ã

3,5

1C

6,0

^nt4b-lsbc

23b276A 883,49

876.12

4,4

ÄA

4,6

aq,

3,6

3.5

6,2

â)23Þ27bC

55b-57bA 902,37

ßo5 6A

5,3

qt5,6

q44,3

4?6,3

6)55tÞ57bC

60b61bA 891,08

005 07

5,1

5ô5,4

5.3

4.2

41

6,3

6360b-51bc

74r>7shA 857,2s

A'72, AA

4,6

4.5

4,8

4.7

3,7

1Íl5,9

RO74l.l-.7sho

Tabela w4- Temperaturas (oc) calculadas pelos equilíbrios hornblenda-plagioclásio pelométodo de Blundy & Holland (1990), e pressões (kb) calculadas pelos métodos de

Hammarstrom &Zen (1986), Hollister ef a/. (1987), Iohnson & Rutherford (1988) e

Fershtater (1990)

Como geobarômetro, o conteúdo de Alr em anfibólios também demonstrou grande

homogeneidade intema para os três métodos testados, de Hammarstrom & Zen (19g6),Hollister et al. (1987) e Johnson & Rutherford (1988). A metodologia de Hammartstrom &Zen (1986) acusou uma média de 4.8kb, com dispersão de 10.5, coincidente com osresultados do método de Hollister et al. (1987). Já os resultados do terceiro métodoforneceram uma pressão média de 3.8kb, bem abaixo dos outros dois. considerando que os

autores do primeiro método advogam uma precisão de flkb, do segundo flkb e do últimocitado t0.5kb, os resultados todos são coerentes em torno de 4-4.5kb, sem nenhumapretensão de serem precisos.

O geobarômetro de Fershtater (1990), por sua vez, forneceu pressões entre 5.9 e6.3kb.

VI.2d - Plagioclásio-Feldspato Alcalino

Apenas um par ortoclásio-plagioclásio pode ser aproveitado, dentre todos os

analisados. Todos os outros apresentavam composição próxima à do termo puro, o que indica

desmistura, ou nítidos problemas analíticos. A tabeta VI.5 indica as temperaturas calculadaspor quatro diferentes métodos.

As temperaturas obtida por Fuhrman & Lindsley (19g6) referem-se às temperaturasobtidas a partir da fração de albita, no caso as temperaturas mais altas, com maior diferençaentre T¡5, T* e T* inferior a 500oC, e o caso se encaixa na possibilidade iii discutida nametodologia.

Par TlStor,TSl TIF&L.8ßì TfHas.83) TaPri.86lt2|'}.73h 791 .8Í 890 ef 726.31 703 si

T¡bela vr.5- Temperaturas ("c) obtidas a partir de par plagioclásio-feldspato alcalino deUbatuba, pelos métodos de Stormer (1975), Fuhrman & Lindsley (1986),

Hasselton ef a/. (1983) e price (1985)

os diferentes métodos, aplicados a um mesmo par, geraram resurtados muitodiscrepantes; nesta situaçðo é dificil definir se o problema é do método ou das análises, e estadiscussão não tem muito sentido.

vr.3 - TNTEGRAÇÃO DOS RESULTADOS E DTSCUSSÃ,O

os resultados apresentados acima podem ser visualisados de maneira mais claraquando plotados no grií,fico p-T. como já foi dito, a intersecção das fa.ixas definidas pelamicrotermometria e estabilidade do opx é usada como área de referência, com maiorprobabilidade de realmente conter as condições de formação do chamockito.

As figuras VI.5, VL6 e VI.7 mostram estas faixas. Observa_se, imediatamente, a boaconcordância de pane dos geotermômetros com a ërea de referênci4 corroborando aspremissas anteriores quanto à maior confiabilidade dos dados microtermométricos e decomposição do ortopiroxênio.

a- Wood & Ban¡o (1973)b- Wells (1976.¡c- Kretz (versão Kñ)d- Powell (¡978) -e- Fershfater (t990)f- Hollisrer er a¿ ( I987)g- Hammarstrom & Z,en (lgÌ6th- Johnson & Rutherford (¡98ó)

8OO ìooo

Tenperattre "CFigura w'5- Faixas de pressão e temperatura carculadas para o charnockito de Lrbatuba apartir de pares orto- crinopiroxênio por diferentes métodos e de pressões calculadas a partir deAI em honblendas/homblendas-plagioclásios;

a área hachurada refere-se à intersecção dasfaixas obtidas por microtermometria e estabilidade da ortoferrossilita

o método de wood & Banno (1g73), que fornece temperaturas na faixa 7g1 ag32"c,tangencia a ârea a g300c e 6.5kb, enquanto que pelo método de wells (r 976) obtém-se umaboa superposição com a ¿irea definida, de g24 a gg6.c, impricando em pressões entre 6.5 eTkb os resultados obtidos por powell (1g7g), por outfo lado, fornecem temperaturas epressões bem mais elevadas, com intersecção entre 900 e l000oC e 6.g e 7.7kb.

a- Stormer (1975)

b- Blundy & HouaÍd (1990)

c- Fuhmân & LindsleY (1986)

d- Haselton €t d/. (1983)

e- Pric€ (1985)

400 600 800 looo 1200

Tenperatwe'C

Figura vr.6- Faixas de pressão e temperatura calculadas para o chamockito de ubatuba apartir de pares hornblenda-plagioclásio e plagioclásio-feldspato alcalino por diferentes

métodos; a area hachurada refere-se à intersecção das faixas obtidas por microtermometriae estabilidade da ortoferrossilita

o geotermômetro hornblenda-plagioclásio de Blundy & Holland (r990) também defineretas que intersectam a âtea na mesma região, definindo temperaturas e pressões de,respectivamente, 840-890'C e 6.5-7 .2kb. os geotermômetros plagioclásio-feldspato alcalinode stormer (1975), Haselton eî al. (1983) e price (1985) não intersectam ¿ área hachurada,indicando temperaturas mais baixas, mas o de Fuhrman & Lindsley (19g6) cruza a intersecçãoem 890-900"C e 6.8-7.2kb.

a- Lindsley (1983). versão opxb- Lindsley (1983), versão cpxc- Ikerz (19E2), versão cpx

Í'igura VL7- Faixas de temperatura calculadas para o charnockito de Ubatuba a partir de

orto- e clinopiroxênios por diferentes métodos; a área hachurada refere-se à intersecção das

faixas obtidas por microtermometria e estabilidade da ortoferrossilita

Os geotermômetros gráficos de Lindsley (1983) e o de Kretz (1982) baseado na curva

do solws do clinopiroxênio dão temperaturas muito inferiores, entre 520 e 680oC. Como as

aniilises são as mesmas utilizadas em todos os métodos, esta discrepância deve ser devida à

própria metodologia. Este geotermômetro de Kretz (1982) baseia-se na reação de

transferência, que opera mudanças na relação Ca: (Mg,Fe2+) no clinopiroxênio, enquanto que

o seu outro geotermômetro (Ko) baseia-se na reação de troca, que muda a relação Mg:Fe2n.

Analisando-se os resultados calculados por estes dois geotermômetros, a partir do mesmo

conjunto de análises, conclui-se que a reação de transferência é muito mais susceptível a

I

";

Tenperature'C

reequillbrios do que a de troca, ou seja" o cálcio tern maior mobilidade do que ferro e

magnésio.

Os resultados discrepantes obtidos com os geotermômetros gráñcos de Lindsley(I983)podem ser explicados, ao menos em parte, pela péssima precisão que seus diagramas

permiten¡ notadamente nas regiões extremas da hedenbergita e da ferrossilita, onde as curvas

iso¡ermic¿s tem reçedo paraleio ô iinha ensratíta-fèrrossitita" portanto dependem

exclusivamente da moléoula wollastonita. A diferença com relação ao obtido por outros

métodos, no entanto, é grande demais para ser devida somente à precisão possível no

diagrama. Como a temperaturå é diretamente dependørte da molécula wollastonita, ou seja,

do cálcio tanto do orto- quanto do clinopiroxênio, a conclusão a que se chegou em relaçõo

aos termômetros de K¡etz (1982) poderia ser aplicada também neste caso; um decréscimo no

teor de côlcio no ortopiroxênio ou seu acrésoimo no olinopiroxênio tem o efeito de diminuir a

temperatura calculada por ambos os métodos. A conclusão a que se chega como corolário

destadiscussãoéaqueoFeeoMgsõomaisrefratáriosareequilíbrios,ou,seguindoalinhade Kretz (1982), a reåção de troca acontece em menor grau, ou com cinética mais lenta" do

que a de transferência, e isto permite que os outros métodos, b¿seados na relagão Fe-Mg,

fomeçam temperaturas coerentemente mais elevadas.

Os geotermômetros plagioclasio-feldspato alcalino não apresentam resultados

confiáveis, como já era de se esperar, dada a baixa qualidade das aniilises ou fenômenos de

degmistura. O par 72b-73b fornece temperaturas muito baixas, 70O-72O"C, pelos métodos de

Stormer (1975), Haselton et al. (1983) e Price (1985).

16 a reta defuúda pela metodologia de Fuhrmær & Lindsley (1986) intercepta

perfeitamente à á,rea de referência, com temperaturas de 890"C e pressão de 7.2kb. Este

resultado coerente, calculado a partir das mesmas anrálises utilizadas para os cá,lculos

anteriores, aparentemente representa um enigma, jri que pelos câ'lculos dos outros métodos as

temperaturas eram muito baixas, e as análises tipificadas como de feldspatos desmisturados. Ametodologia de Fuhrman & Lindsley (1986), no entanto, prevê este tipo de situação,

recomendando a utilização apenas das temperaturas calculadas a partir da albita, mais estável,

já que o termômetro é muito sensível à pequenas variações no teor de anortita no feldspato

alcalino e ortoclásio no plagioclisio.

Diferente cle parte dos geotermômetros, os barômetros não produziram resultados

satisfatórios.

O melhor resultado provém do geobarômetro gfáfico de Fershtater (1990), entre 5.9 e

6.3kb, apenas pouco inferior ao mínimo obtido pela intersecção da microtermometria com

estabilidade do opx.

Os barômetros que utilizam Alr para estimar a pressão, de ÍIammarstrom &, Zen

(1986), Hollister et ø1. (1987) e Johnson & Rutherford (1988) produziram pressões muito

abaixo do esperado. Blundy & Holland (1990) jri haviam demonstrado a fr4gilidade do

método, e, no caso específico de Uban¡ba" é necessário ressalta¡ que nem todos os requisitos

para a aplicação do método foram satisfeitos. Tanto Hammarstrom &, Zen (1986) quanto

Johnson & Rutherford (1988) exigem titanita na paragênese, não encontrada, e os últimos

ainda ressaltam a necessidade de composição tonalltica a granodiorlticq quando é granltica a

quartzo monzonítica.

À tuz do que foi discutido neste ltenr, adota-se como temperatura e pressão de

øistalização do corpo charnockítico-mangerítico de lJbatuba a faixa de 820 a 900oC e 6.5 a

7.4kb.

A delimitação da faixa de erro aszumido para cada método nos gráficos P-T

teoricamente da¡ia uma noção mais confiável de uma temperaturs ou pressão, FN na prótica

simplesmente estenderia para dentro da faixa assumida para o corpo outros cálculos muito

próximos que atualmente ficaram de fora, como os de Wood & Burno e Fershtater. Como a

área deûnida por cada método já compreende vários cá'lculos (à exoessão dos feldspatos),

optou-se por não representar os erros intrínsecos ao método, provavelmente menores do que a

dispersão de fato obtida. Desta formg poder-se-ia descrever a temperatura de formação do

oorpo como 850t50oC, e a pressão como 7.ûl0.5kb.

78

CAPÍTULO VII - CONCLUSÕES

Foram mapeadas seis lentes de charnockito em Ubatub4 aJongadas no sentido ENE-WSW, a maior aflorando em eproximadamente 250 kmz, as outros consideravelmente

menores. É bem possível que existam outras, nõo detectadas, ou que alguma das lentes seja,

na realidadg a junçõo de duas ou mais, que näo puderam ser individualisadas por ausência de

aûoramento de litologia diferente.

O oharnockito apresent¿-se como runa rocha de coloração verde escura, leuco- a

hololeucocrátic¿, maciça e homogêne4 equigranular a porfirltica de matriz média a grossa.

Geralmente não é foliado, ou apresenta foliação discreta. Mineralogicamente, é composto por

ortoolá¡sio micro- e mesopertítico, plagloclásio (oligoclásio) por vezes antipertitico, quar¡zo,

ortoferrossilita" ferrohastingsita" podendo conter ainda hedenbergita e biotit a. Zit:cão, apatita e

opacos (magnetita e ilmenita) são acessórios abundantes, e titånite e allar¡ita sõo muito raros.

A paragênese original deve ler sido constituída por ortoclásio mesopertítico + plagioclÉsio

antipertítico + quartzo + ortoferrossilita t hedenbergita + acessórios. EstB assembléia

mineralógica sofreu modificações, com a transformação do ortopiroxênio em hornblenda e

quartzo+magnetita ou biotit4 migração das exsoluções de plagioclásio dos ortoclásios

mesopertíticos, formando grãos individualisados, reaçâo de magnetita e quartzo gerando

biotita e mobilização de quartzo, observáveis. Não foi possível estimar a real dimensão destas

transformações, mas hornblendas, biotitas, plagioclásios sem exsoluções, assim como parte do

quartzo e opacos presentes poderiar4 num caso extremo, ter sido gerados a partir da

transformação da paragênese primrí'ria. Como minerais de alteração formaram-se sericita,

carbonato, epidoto, clorita e um filossilicato alaranjado, que comumente se forma ès expensas

dos piroxênios. A proporção entre os minerais felsicos (utilizando-se norma CIPW ao invés de

análise modal) indica uma concentração no campo dos granitos 3b, com algumas amostras no

oampo 8*. Segundo Streckeisen Q97$, a rocha seria então um ¡z-charnockito, com rn-

quartzo mangeritos subordinados.

O charnockito faz contato principalmente com um hornblenda-biotita granito. Os

contetos foram considerados transicionais na maioria dos casos. Os homblenda-biotita

granitos são muito semelhantes aos charnookitos, mas não apresentam piroxênios, seus

feldspatos em grarrde parte perderam o caráter meso- e antipertítico pelo agrupamento das

suas exsoluções, formando grãos individualizados, e a estrutur¿ monoclínica do ortocl¡i,sio

sofie uma reordenação para triclínica do microclínio. Além disto, apresenta porfiroblastos de

quartzo, e uma foliação mais desenvolvida. A título de especulação, os hornblenda-biotita

granitos poderiam se originar a partir da. recristalização do charnockito por deformação, na

presença de água. O teste desta hipótese esbarra na escassez de boas amostras do granito,

para comparação de quimismo, inclusões e composição mineral, e de afloramentos bons do

contato, mas deve ser perseguido.

A composição qulmica do charnockito fomece trends únicos para os elementos

maiores, com tendências de decrescimo para todos eles, À excessão do potássio, que apresenta

um leve incremento. O decréscimo do sódio deve ser devido ò fonte empobrecida neste

elemento. Tanto potássio quanto sódio se ca¡acterizam por uma dispersão maior dos valores,

que poderia indicar r¡mâ perturbação do sistema pela introdução destes elementos.

O diagrama de Batchelor & Bowden (1985) fornece uma evolução tfpica de fi.rsão

parcial equilibrada em ambiente tardi-orogênico. Os outros sistemas classiñcatórios @earce ef

al. 1989, Maniar & Piccoli, 1989) não permitem nenhuma classificação, possivelmente porque

os autores não contemplaram um ambiente tardi-orogênico em seu sistema; Petce el al.

(1989) ainda arrolam a possibilidade de metassomatismo pare explicar deficiências em seu

sistema.

O estudo das inclusões fluidas e do quimismo mineral permitem estimar as condições

de cristalização da paragênese primária em 85ûl50oC e 7.ùj0.5kb, correspondendo a uma

profundidade de aproximadamente 25 km e e um grediente geotérmico de 34'Cllcm. Bsta

profundidade coaduna com o obtido graficamente pelo diagrama Rb-Sr de Condie (1973). As

inclusões ainda sugerem uma Puu,¿*<(P-ur, com CO2 muito puro como fluido, durante a

cristalização. As inclusões pseudo-secundárias e secundárias, muito abundantes e

principalmente de COr, mas também com água, indioam abundfuicia em fluidos numa fase

posterior È crist alitzação.

Os geotermômetros baseados no equilibrio plagioclåsio-feldspato alcalino e os

geobarômetros que se baseiam no anfibólio forneceram valores mais baixos de P e T. À parte

das próprias limitações impostas para vários destes métodos, esta discrepância vêm de

encontro à observaçño de que os feldspatos sofreram rearranjos na sua composição, e que os

anfibólios são secundá.rios. O fato do método do Blundy & Holland (1990) ter apresentado

valores coerentes poderia até significar que o anûbólio foi formado em condições de P e T

ainda similares às da colocação do magrna, mas não hó como sustentar tal idéia.

As características petrográficas das rochas oharnockíticas e seu quimismo vem se

somar às observações de Gasparini & Mantoveni (1979) e Wemick et aI. (1987) sobre uma

origem magrnátio& para estas rochas, também defendida por Freitas (1976), mesmo que não

tenha sido reconhecida uma "gnaissificação superimposta a uma estrutura fluidal original".

Deûnitivamente, nenhuma evidência que sustente a idéia de Súva et al. (1977) È respeito de

metamorfismo regional ûicies granulito, migmatizaçõo, remigmatizaçõo e feldspatizaçäo,

posteriores À su¿ intrusão, foi encontrada.

Mesmo que as relações de contato não sejam claras, o contraste entre a débil

deformação encontrada nos charnockitos de Ubatuba e a intensa deformação observada nos

gnaisses indiferenciados próximos sugere que os chamockitos são posteriores a estas

deformações, ou no mínimo tardias a elas. Considerando que todo o lado leste do Estado de

São Paulo registra eventos brasilianos (IPT 1981), as deformações devem se relacionar a este

Cicio. Neste sentido, as dat¿ções de Gasparini & Mantoværi (1979), resultando em 55115 Ma,

corroboradas pelas de Siga et al. (1989), seriam ooerentes com cristalizaçõo tardias Ao Ciclo

Brasiliano, conforme definido por Petri et d/. (1986).

As transformações que a paragênese original sofreu, principalmente as que atingiram

os piroxênios, podem ser creditados a um evento retrometamórfico; neste sørtido, este evento

poderia ser relacionado à isócrona mineral de Gasparini & Mantovani (1979'), óe 478t2 hla,

ou as datações K-Ar de Minioli (1971), erúre 443 e 517 Ma.

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AmstrauB-15 2b

UB-15 2a

uB-l3 2

uB-t_02

UB-41

Pr -16 8

UB-5 2

PT-67PI-]-62b

uB-3 9

uB-205PI-66

PI -5 3a

uB-106PT-192Pr-t 7l-

PI-162aPï-L78PI-73a

UB-L 3 3a

UB-4 4a

cG-10dUB-3 7

sio264,3564 ,9866,5566 t8467,2867 t9767 t8767,7868,L464,3469 ,4870,0869,3669,357L,7O72,Q2

72,0572,9474,0775 t5L76 t8678,2677.53

TiO2

o,770 ,68o,630 r 55

o r 55

o ,64C,56

0 r 59

0,65o ,42o,540,51o ,62o,480,39o r 33

o,44o,34o r240,180 , L9

o,12o _ 11

Àl "ô"

15 r5715r8315,l-515,60L5,2614 t32!4,85L4 ,2I14,0075,7214 ,05]-3,57L3,7714 ,6At3,2213 ,6513 ,2513,0313,2812 ,83rL,77LL,3411,86

Fô2ô"1

2 ,171,90L r87

l-,55r,68t,731_,72

2,O2

I,87L,161,4gI,56L,7 4

1,391,30L roTo,9IL r 05

o r79o,57o rToo ,470 ,51

Faol3,9'l3,473 , 4i:.

2,833 ,O'7

3,163,L43,7O

3,422,L22,7O

2,863,L72,542 ,377,96r ¡67)_ ,92I,451r 03

I,28o,850,93

üñfl

0,11o, L0

0,11oroS

0, L1

0 r 09

0..t00,13orLl0 r 06

0,080 r 09

0,l-00,080 r og

0 r 06

0 r o5

o r 05

0r04or03o,o4o ro20,03

krôo,74o r660,59o ,480 r 58

o ,490,51-

o r39o r52o ,37o,4Lo ,45o ,480,33o , 1-7

0 r 16

o r39o,2oo ,24o rI90,130 ,100, t-0

CaO

2,942,782 ,472 ,432 r242 t072 t352 ,432 '\9l- r 89

1r80r,872,06r ,791r 36

L,34I,251,201r23o,97o ,82o,560 .48

[â ta¡

ANEXO III- Análises químicas das roch¡s charnockíticas de Ubatuba (elementos måiores)I Análise como FeO*, recalculada para FeO e FqO, na razão de 0.67 e 0.23, respectivamente, conforme análisespor via classica de três amostras destes chamockitos.

3,954,o23 r 81

3,883 tsg3 r7L3 ,533,013 ,783,383,773 r 38

3 r 35

4,I23 ,453 r792 ,953 r292,963,322,862,772 .49

R2_O

5,I75,345 rI95,595 ,465 ,665,225 ,595 ,166 ,4L5 ,625,505,2O

5,115,895 r 55

6,925 r9o5 ,635 r345,305 r 5o

5,95

Þ2oa

o,26o,23o,2oo,r70,180,16o,L5o,74o ,!6o,I20, L3

0,13o,14o rL40 ,060 r 06

o,L2o to70 ,060,03o,040,01o,o2

820

or140,150 r 58

o ,4Io,29Q r2lo,o20,06or19o r2lo,27o r230,40o,37o r23o r27o r 18

o r39o r2oo ,420,16o,400, L4

s¡tôf â I

l-00 r 14

100,15100,58100 ,41IOO ,29).oo,21:1,00,02

100,061.00 , 19

roo,2L'roo,27

100,23100,40LOO,37

100,23IOO ,27:100,18

100 r 39

100,20loo ,42i-00,16100,40100 , L4

Arnostra

uB-1-s 2b

UB-15 2a

uB-13 2

ïJB-102

uB-4l-P I-16 8

U8.52Pf-67

PI-162bUB-39

uB-2 0 5

PT-66Pï-5 3a

uB-106Pt-L92Pr - t-71

PÍ-L62AP r-17IPI-7 3a

UB-13 3a

UB-4 4a

cG-10dUB-37

Èt1-

13

13

L6

5

L2

6

5

9

5

9

5

5

ô

T2

16

1t16

5

I45

5

5

I{i7

Io

11

2

8

2

2

9

2

10

3

2

10

I7

9

10

2

l_0

3

6

2

Co

o

o

0

0

11

0

8

8

o

6

0

7

1L

0

0

0

0

0

3

0

3

3

3

Sc

0

0

o

0

11

0

10

15

0

9

0

9

9

0

0

0

0

o

7

0

2

2

2

v3

9

13

L0

26

!427

32

I724

4

34

32

9

5

4

l-3

3

L3

8

9

9

9

Cu

5

7

9

11

2

I2

2

9

2

7

2

2

7

I10

7

6

2

7

2

2

2

Pb

11

16

23

22

I6J,4

5

4

26

L9

26o

9

25

25

21-

13

25

2L

35

2L

26

20

Zn

92

80

72

77

89

7L

90

100

46

62

LO2

102

99

72

86

72

98

70

52

40

74

64

25

Ph

I37116

149

132

158

L28

102

101

161

L73

)_82

170

109

L47

r4399

133

L56

21L

306

2r7308

199

Ba

LT49

L269

486

1394

]-259

553

L469

18 34

714

18 02

110 3

946597

754325

385

456

7 )_3

5923!63t-3

33

348

ANEXO III- Análises químicas das rochas charnockíticas de Ubatuba (elementos menores)

Sr154

I6293

154

!461l- 0

159

L67

103

L69

L27

95

LO7

96

38

50

84

53

69

42

40

L4

32

Ga

24

27

24

25

24

23

25

22

18

24

27

24

24

24

23

22

25

20

23

20

25

23

21

t{b

22,22!,I18,120 rI30, o

15,123 ,I29,oI7,124,o25,226 ,430,l_

2L,82I ,215,129 ,218,L27,L13 r o

17,oL9 t35.0

Àanr<:fr¡

uB-152bUB-152a

uB-13 2uB-L02uB-41

Pr-l_ 6IUB-5 2

PT-67Pr-162b

UB-39

uB-2 0 5

PT-66PI-53auB-10 6PI-1,92PI -171

Pr-162aPr-l-7IPI-73a

UB-l- 3 3a

UB-4 4a

cG-l- 0d

UB-3 7

fÂ

or0o0,000 r 00

o, o0

8L,!20,00

773 , 45

I44 tLz0,00

97 ,L00 r 00

I79,88r2L , 46

0 r oo

0,000 r oo

o r 00

0 r 00

1_I4 ,340 r 00

79,O3

97,5277.20

Ce

0 r oo

0,000,000,0094.I40,00

]-67 ,64198 , t-6

0 r oo

l-30,140 ,0o

262 ,2076L t620,000,0o0 r 00

0,000,00

160,480,00

89,03L21_,9I

92,26

Nd

oroo0,ooo,000,00

36,O50,o0

75,3O

74,060 ,00

55,060,00

LL4 ,8456,270 r 00

0 r 00

0 r 00

0,000,0034,lOo r 0o

57 ,0256,8924,07

Y

44

45

32

37

47

33

40

39

25

42

55

68

46

47

37

26

52

43

59

36

66

LO7

17

s

o r 00

0,000,o00,0080,!20,00

137,55'77,06

0,00I37 ,L50roo57,93

L23 , 47

0 r 00

0,oo0 r o0

0,000r0049,r50roo49,O2

49,7949 ,L4

Zr6r_8

583

500

5J.4

556

596

633

444

310

450

s56

617

726

450

652

540

654

433

27L

r62265

200

L67

Tt¡

1,01L,oo2,O2

10,05I,0l_2 ro29,O4

10,012,Or

13 ,0114,1218 ,29L1 ,041L,914,O4

6,057,0413,L022 tO744,L614,oo33,52L7 -O5

ANEXO III- Análises químicas das rochas charnockít¡cas de Ubatuba (elementos menores)

U

0ro00,000 r 00

0roo9 r 01

0roo9 tOA

9,010 r 00

9r010,009 r!59 r o3

0,000ro00 r 00

0,000,009,030,009,009,L49,03

DOntOtr t-uzTiO2

A1203FeolfnOMgoCao

Na2oK20

¿ört . oD(47 t670,L0o ,2'7

48 t39'L,244 r877 ro7o ,o40 ,03

JUI).OD:A

loEalttr

À1ivÀ1viTi

Fe3+Fe2+lln

47,L50,01o,2748,O3!,284,770 ,980,030,01

44-D - ('D(

LUJ - 66L,95ó0,0l_30,0000 ,0030 ,0l-0! ,652o,o43o ,298o,o470,003o ,447

+o , ttt0 ,1'5o,2447 tO4r,284 ,6LorSo0 r o30 ,00

rigCaNa

Fe./Fe+liq

õ¡r-D , oDx

ro2 ,53I ,9>90,0L30,0000,0000,015L ,6540,045o,295o,o44o,oo20 ,848

4ó rU¿o,l oo r2747,77l-,165 ,49I ,.o2o,o4o.02

l.sEr9lo

AIIEXO tV- Composição química, férmulas estrutur¡is e relações moleculares dos ortopiroxênios

t o1 ,14

t t I,oE x

L,9 I Jo,o1_20,0000,0050,005r,648o,0460,2890,0360,0020,851

4t,lvo r 05o, L845,65L,3o5,36o,820,040,o0

v ró¿ Io,t49o -o24

öuD . ortx

to3,aR! ,9590 ,0130 ,0000,0030 ,010L r6200 ,040o,334o ,o420,003o.429

4ArZl0,000,1546,84!,235 t47o r740r000,00

U,EJU0 ,148o,o22

ÜID-OD,.47 ,440,08o,2Q46,L37,225 ,27or840ro1o .o2

L,980,010 r 0o0,000,01L,59o,0460,335o ,o370,003o.826

U,UJ6o,L460,018

tt4tt - clDx

LU

47 16r0,10o,2246,44I,265 r33o r920, o1o,o2

L r9ó0,010 r 000,000,01.1,600,0430,3350,0330,000o -427

000

t.l

8 t_Lr67o22

LOr,27l0000i_

00000

urðluo,L770,019

945093000003o4965404432404100L835

t(ll 19ë0,010,000r000,011,61o,o44o,3290,0410,0010,830

9ì

urüLJ0,170o.or7

U

00

ttl-b160o22

u róL¿o,167o.o2r

Þontosi_o2TiO2

A1203FeO¡[nOltgOCaO

Na2OK20

¿9D.Cp'X48 ,520,160,8326,26o,694,ro

0,38o, 01

4t¡D,gDX

t'ot¿r Is't

AIivÀ1viTi

Fe3+Fe2+linl{9CaNa

Fè/Êê+kt

4A,54oro3o,7226,32o,733 ,9I

L9,O40 ,350,00

erD.gDf

99,3910000o000oo

49,OO0,06o ,6725,03o ,633,85

20,Og0,310,00

97o401010584o225800377

5UD,CÞ(

I,9630,034o,0000,001_0 r 0600r830o,025o,240 r 830 r 03o.7a

49,66o r74o,7726,340r654 r22L9,40o t37o, 01

lfsËrWo

ANEXO V- Composição química' fórmula estrutural e relåções moleculares de clinopiroxênios

65þ.cnx

99 -64L t9 t6o,o240,0080,0020,0360,809o,o22o,23o ,87o,02o.7a

50r09o ro9o r5724,L30,61-4 ,9920,O4o,420,04

o00

451342

ö ,¡r, gDE

Ittt -1tt

I,979o,o2r0,0050,0030,043o.755o,o2oo,290r850,03o.72

49 ,840,03o ,6725,L3o ,695,0319,08o,370,01

u ,440rl-3o .44

¡-uu - 9uL rY t9o,o2I0r0050,003o,o43o 1755o,o2oo,29o, g50,03o -72

U

00

4¿r246

100,81LrytSo,o250,0060,0o10r0450,799o,o230r30o r 810,03o.73

o,4o0,160 ,45

o r 4oo,!6o .45

u0o

421643

pontosj-o2Ti02

A1203FeO*l{nOr{goCaO

Na2OK20

l.3b.horn40 t362,L48,76

3l_,65o ,45L,8l

l-0, L0L r84L.36

Totalsi

À1ivÀlviTi

Fe3tFe2*ligllnCa

Naltf4NaÀ

KFe,/Fe*lfiq

14b.horn

9g ,46

40,L22,OO8r5530,59o ,491, g09rggL r951,35

6,5]-6L ,4940, Lg4o,2600,0004 t274o ,4360, 06L r75o,o4o,54o,280 .91-

6 t463I t537o,LL7o,259o,3763r963o ,432o, 06L,73or16o ,4Io,290 .89

c

r:,D.norn

ANEXO VI- Composição química e férmulas estruturais de hornblendas

4V ,51L,938 r773L,62o ,422 ro49,87L,ggL,37

96,746,573J. ,427o,224o,2460,0004,rgLo ,439o,07L,730rL0o t52o,290 ,91_

6,530r,47Oo,L7Lo,245o,2973,867o,437o,07I r720rLgo ,42o,280rg0

c

23b.horn

98,57

40.622.388.99

3l_. L1o.49l-.99

L0.11_l_.89l_.33

6,536Lt4640,2oIo,2340,0004,260o ,4goor06L,7O0r05o,5'1o,280 ,90

6,475L,525o,L26o,232o ,4243,7970r4950r06L,690, l-9o ,42o,290 ,89

(-:

6Ob.horn39,692,oQ9 ,4229,39or363rL89,ggl-r81L ,43

98 ,916,536L ,4640,200o,2gr0r0004,2L7o ,466o,07L,70o to70r51o,270 .90

6,479L,52Io,L2go,2790,40L3.780o ,462o,07L t69o,20o,37o,260 ,89

c 97 ,256,427I,5730,226o,2440,0003 t979o,767o,o49L t733o too2o,567o,2950,838

6 t3621r6380r143o t24to t4633,476o,7600r049L t7L60, L530 ,4l_0o,2920 ,821

c

pontosi02Ti02

A1203FeOl{nOMgoCaO

Na2OK20

].Ob.plaqI 65,74-

0ro021_,650r0g0r000,0L2,729r88O r34

Total

L1b.ptaq

xÀBXÀnXOr

65,960r032I,930r06o ro40r0l_2,799,68o,2g

I

100,43-

.-0r850r13o,02

ANEXO WI- Composição ou

r:b.pfag63,67or00

23,2O0,100r010r004 r669,08o t2g

l_00,6g0r86O,L4o,02

38b.plagI 14,45--W-I o_, oo I o,.oo| 2:,oe I zz' ,as0,15 ì o ,-ozo,oo i o,oLo,oo I o,oo I4,31_ I ¿.ge i8,92 I g.oe Io,32 | o',43 I

posição química e reracões morecurares de pragiocrásios

L0l_,0o

aTb.plaq

o,76o,22o,02

LOL,24

57b.

o,77o t2lo,02

| 64,Os| 0,00

23 ,450,080r060r004 r648 1960r30

plag

Loo.81-

72b.plaq

vrlgo,200r01

| 6s,330,0023,L00r160r000 ,01-3rggg ,42O,25

101,59o ,77o,2Io,02

o¿p.placf65, L10r00

22 ,490r150r000r003,649,57 I

0,i.6 j

| 88b.pti..- -¡ 64,35

á,¿3o,76o,22o r02

0r0023,LO0,l_L0r000r004 r2Ig, LLo,27

-LOl -'t 1

I eTb.ptaqt--_| 64,36

0,0022,74o,L70r0L0r003r859 r66o,28

I

v, ctJ0, l-60r0L

1^1 a t

o,82o,L70, 0l-

t 101 r060, gL0r1g0r01

¡nntosio2TiO2

A1203FeOl,lnOMgoCaO

Na2OK20

9b.Kf64,99o,02l-8,3O0ro30, o00roLO,07l_r06L5,82

16b.Kf66 tL30r00

L8 ,35o t02or0l-o ,000r06or86t5,59

TotalxÀBX.ânXOr

20b.Kf66,62or0oL8,450rl-30r03o,02o tozL,56L4,7O

101- ,53L00,30

ANEXO VI[- Composição químics e relações moleculares de feldspatos alcalinos

o ,090r0L0r90

26b.Kf65,750r01L8,51or040r000r0l-0r0l-or83L6.26

L0l-,0l-0r070r0Lo,92

34b.Kr64,270r00

l_8, o50r050rol_0r0o0ro61,89L4.36

or140r010r86

3sb.Kf64,490r00

17 ,800r000r030r0L0r04L,67L2,6L

101,41o,070r0oo,93

36b.Kf64,75o r02l-8,34o,02o roT0r000r04L r39

r-5 .0098 t7Oo tl70r000r83

69b.Kf65r680ro0l_8,330,0Lor0oor000r03l-r35L5,37

96,67o rL'loro00r83

70b.Kf65,51,0rol-

l_8 ,840r05oroo0r010r05L,26L5,22

99.64o t020r000r88

73b.Kf68,L90ro0l-9 ,90o,320 t02O,02o,676 r496,72

loo,77o rLz0r000r88

t-00 ,950rl-10r000r89

1,02 ,330r5500 ,030o,42O