Granitos Tipo S - RJ

Revista Brasileira de Geocincias, Volume 32, 2002

Rmulo Machado & Nolan Maia Dehler

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Revista Brasileira de Geocincias 32(4):471-480, dezembro de 2002

INTRODUO A cartografia geolgica do estado do Rio deJaneiro na escala de semi-detalhe (1:50.000) foi empreendida nofinal da dcada de 70 e incio da dcada de 80, sob a coordenaodo DRM-RJ (Departamento de Recursos Minerais do Estado doRio de Janeiro), onde participaram diversas empresas privadas(GEOSOL, TRISERVICE e GEOMITEC) e do governo (CPRM - OServio Geolgico do Brasil), incluindo as universidades federais(UFRJ, UFRRJ). Neste perodo, foram definidas as principais uni-dades geolgicas pr-cambrianas do estado do Rio de Janeiro esua respectivas nomenclaturas, cujos resultados encontram-se

REVISO E DISCUSSO DO SIGNIFICADO TECTNICODE GRANITIDES DO TIPO-S NEOPROTEROZICOS

NO ESTADO DO RIO DE JANEIRO

RMULO MACHADO1 & NOLAN MAIA DEHLER2

Abstract REVIEW AND DISCUSSION ABOUT THE TECTONIC MEANING OF NEOPROTEROZOIC S-TYPE GRANITOIDSIN THE STATE OF RIO DE JANEIRO The S-type granitoids, described as syncollisional in the literature, are now interpretatedas late collisional. The generation of these granitoids is related to the partial melting (anatexis) of metasedimentary rocks. Theiremplacement was controled by ductile shear zones of low- to high-angle. Peraluminous leucogranites with garnet, muscovite,sillimanite and turmaline predominante. They are foliated and gneissified, and have granitic and granodioritic composition. Theenclaves are metasedimentary rocks (calci-silicatic, quartzite, garnet-biotite gneiss). Two tectonic models are discussed for thegeneration these rocks: one with initial crustal duplication (Alpine-Hymalaian type) and other without significative crustalthickening. The first model is in accord with different tectonic models proposed for the belt. In this model, the peak ofmetamorphim is reach after compressional tectonic and crustal thickening, for a range of normal physical parameters in the crust,with metamorphic conditions corresponding to the amphibolite and granulite facies. The syncollisional anatexis occurs moreeasily when the pre-collisional crust is relatively hot and/or satured in water. The second model involve the injection of magmaand/or partial melting in the base of crust. The solid state deformation in these rocks may be interpreted by reativation of regionalshear zones or as progressive superposition of structures related of orogenic exhumation at the end Brasiliano Cycle.

Keywords: S-type granitoids, late collisional, crustal anatexis

Resumo Granitides do tipo-S, descritos anteriormente como sin-colisionais, so aqui interpretados como tardi-colisionais,sendo considerados portanto como tardios ao espessamento tectnico da fase colisional. A gerao destas granitides relacio-nada fuso parcial (anatexia) de rochas dominantemente metassedimentares e a sua colocao foi controlada por zonas decisalhamento dcteis de baixo a alto ngulo. So leucogranitos peraluminosos (granada, moscovita, sillimanita e turmalina),foliados e gnaissificados, de composio grantica a granodiortica, ricos em enclaves metassedimentares (calcissilicticas, quartzitos,granada-biotita gnaisses). Dois modelos tectnicos so discutidos para a gerao destas rochas: um modelo envolvendo duplica-o crustal inicial (tipo Alpino-Himalaiano) e outro sem espessamento crustal significativo. O primeiro modelo compatvel comos modelos tectnicos existentes na literatura para este segmento do cinturo. Neste modelo, o pice trmico alcanado aps atectnica compressiva e a duplicao crustal, num intervalo de parmetros fsicos normais, sob condies metamrficas compa-tveis com as fcies anfibolito alto a granulito. A anatexia sin-colisional ocorre mais facilmente na presena de uma crostarelativamente quente e/ou sob condies de saturao em gua. O segundo modelo envolve a injeo de magma e/ou fuso parcialna base da crosta, com a transferncia de calor para a crosta mdia sendo promovida pela ascenso de magmas. As condies deP e T compatveis para fuso parcial extensiva ocorrem logo aps ao pice do espessamento crustal, pois durante esta fase (fasesin-colisional) as fuses expressivas so condicionadas pela disponibilidade de gua no sistema ou pela existncia de uma crostaanormalmente quente. A deformao em estado slido imposta estas rochas pode ser explicada pela reativao das zonas decisalhamento regionais ou pela superposio contnua de estruturas durante a exumao do orgeno no final do Ciclo Brasiliano.

Palavras-chaves: granitides tipo-S, tardi-colisional, anatexia crustal.

disponveis sobretudo na forma de relatrios internos, juntamen-te com mapas e anexos diversos.

desta poca a edio do primeiro mapa geolgico do estadodo Rio de Janeiro pelo DRM em escala 1:400.000, o qual em linhasgerais reproduz as unidades geolgicas maiores do mapa geolgicode Rosier (1957). Posteriormente, Fonseca et al. (1998) publicaramum segundo mapa geolgico do estado nesta mesma escala,incorporando nele as informaes cartogrficas derivadas dostrabalhos anteriores. Recentemente, a CPRM, aps realizar aintegrao cartogrfica da regio em escala 1:250.000 (Folhas Volta

1 - Instituto de Geocincias da Universidade de So Paulo. Rua do Lago 562, Cidade Universitria, So Paulo. CEP: 05508-080. e-mail: [email protected] - CPRM- Servio Geolgico do Brasil -SUREG-SP. e-mail: [email protected]


Reviso e discusso do significado tectnico de granitides do tipo-S neoproterozicos no estado do Rio de Janeiro

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Redonda e Rio de Janeiro), apresentou um terceiro mapa do estadona mesma escala dos anteriores, onde destaca a presena deextensos corpos batolticos de granitides do tipo-S, anteriormenteconsiderados como unidades de gnaisses diversos. A regio deocorrncia destas rochas era restrita at ento poro sudoestedo estado do Rio de Janeiro, onde os trabalhos de cartografiageolgica realizados pela GEOSOL e CPRM haviam definidorespectivamente os macios granticos Serra das Araras e RioTurvo (Barbosa & Sad 1983, Ruiz et al. 1983).

Posteriormente, Machado & Demange (1994), em trabalho desntese regional sobre os granitides do estado do Rio de Janeiro,denominaram estas rochas de granitos tipo-S e as consideramcomo sin-colisionais.

A partir do incio da dcada de 90 foram iniciados pela UERJ(Universidade Estadual do Rio de Janeiro) trabalhos delevantamento geolgico nas regies do vale do Paraba do Sul eSerra dos rgos, que tm resultado na publicao de artigos eteses (Heilbron 1993 e 1995, Valladares 1996, Tupinamb 1999,Almeida 2000).

Este trabalho apresenta uma avaliao dos granitides do tipo-S do estado do Rio de Janeiro, juntamente com uma discussosobre os modelos tectono/metamrficos disponveis na literaturasobre a origem destas rochas. Incluiu-se tambm uma sntese dosgranitides neoproterozicos do estado e uma reviso dostrabalhos de cartografia geolgica realizados at ento.

TRABALHOS ANTERIORES Poucos so os trabalhos desnteses regionais disponveis sobre as rochas granitidesneoproterozicas do cinturo Paraba do Sul no Estado do Rio deJaneiro (Machado & Peloggia 1987, Machado & Demange 1994,1998, Machado 1997). Assinalam-se ainda snteses parciais sobreos granitos tardi- a ps-tectnicos (Machado Filho et al. 1983,Junho & Wiedemann 1987, Junho et al. 1987, Junho, 1991 e 1993,Leonardos Jr. 1973, Penha 1984, Penha & Wiedemann 1984, Pireset al. 1982, Wiedemann et al. 1987b, Wiedemann 1993) ou aindatrabalhos incorporando tambm granitides foliados (Heilbron1995). Um grande volume de trabalhos so encontrados sobremacios isolados, principalmente nos arredores da cidade do Riode Janeiro e na regio serrana de Petrpolis e Terespolis (Puget& Penha 1980, Junho & Penha 1985, Chaves & Pires 1986, Caddahet al. 1987, Rego 1989, Valente et al. 1991, Porto et al. 1992 e 1996,Machado & Demange 1984, Hippertt 1990, Heilbron et al. 1992,Barbosa & Sad 1995, Sanchez et al. 1995, Valladares 1996, Junho1991, 1993, 1998, Tupinamb 1999). Estes trabalhos abordamsobretudo os aspectos petrogrficos, litogeoqumicos e, maisraramente, geocronolgicos, estruturais e de qumica mineral.

Almeida et al. (1993), ao realizarem mapeamento geolgico naregio de Barra Mansa, na divisa do Rio de Janeiro com So Paulo,assinalaram a existncia de macios granticos foliados,contemporneos com a fase principal de deformao (sin-Dn), poreles denominados de Resgate, Campinho e Taquaral. Cabemencionar, entretanto, que esta ltima denominao foi empregadapara englobar o j ento definido macio Floriano, de Machado &Peloggia (1987), e uma parte do granitide Rio Turvo, definido porRuiz et al. (1983).

Os dados geocronolgicos (Rb/Sr e U/Pb) existentes sobre estemagmatismo apontam idades no intervalo de 490 a 634 Ma(Figueiredo & Campos Neto 1993, Cordani et al. 1973, MachadoN. et al. 1996, Machado R. et al. 1996, Machado 1997, Tupinamb1999). Estes dados tm permitido dividir os granitos em pr-, sin eps-colisionais, com intervalos respectivamente entre 590 a 570

Ma, 560 a 530 Ma, e a 520 a 480 Ma (ou 450 Ma) (Figueiredo &Campos Neto 1993, Wiedemann 1993, Heibron et al. 1995). Soainda propostos intervalos mais antigos: 650 a 620 (pr-colisional),600 a 590/560 Ma (sin-colisional) e 560 a 530 Ma (tardi-colisional)(Machado 1997). No intervalo mais novo (entre 590 a 480 Ma)insere-se o Arco magmtico Rio Doce) (Figueiredo e Campos Neto1993, Campos Neto e Figueiredo 1995), enquanto no intervalomais antigo (entre 590 Ma a 620 ou 650 Ma) insere-se o Arcomagmtico Paraba do Sul (Machado & Demange 1998). Cabesalientar que a caracterizao destes intervalos bastante precria,pois a sua definio baseada principalmente em idades Rb/Sr,no havendo ainda um acervo de dados geocronolgicossuficientes, de alto valor interpretativo (U/Pb), que suportem osintervalos acima propostos.

Campos Neto & Figueiredo (1995) propuseram para a regiodois sistemas orognicos superpostos: um mais antigo (entre 700e 600 Ma), denominado Orognese Brasiliana I, e outro, maisnovo (entre 590 e 480 Ma), denominado Orognese Rio Doce. Oprimeiro sistema orognico teria gerado cintures de dobramentona borda sudeste do Crton do So Francisco e acreso dedistintas microplacas, com seu estgio ps-orognico sendo bemmarcado pela intruso de granitos do tipo Rapakivi na MicroplacaApia-Guaxup, h cerca de 600 Ma atrs. O segundo sistemaorognico melhor caracterizado na Microplaca Serra do Mar,com seu estgio pr-colisional sendo considerado no intervalo de590 a 570 Ma.

CARACTERSTICAS E DISTRIBUIO DOS GRANITIDESO mapa da figura 1 mostra a distribuio das rochas granitidesneoproterozicas do Cinturo Paraba do Sul no Estado do Rio deJaneiro. Estes granitides so divididos em trs grupos principais:(i) pr- a sin-colisionais, (ii) tardi-colisionais e (iii) ps-colisionais.

Os granitos pr- a sin-colisionais caracterizam-se por extensosbatlitos lineares de granitides do tipo-I, foliados, concordantescom as estruturas regionais. Correspondem a um magmatismo decomposio expandida (granito/granodiorito/tonalito) comcaractersticas petrogrficas e geoqumicas comparveis a dosbatlitos do tipo- I Cordilherano (Machado & Demange 1984a,1998, Machado 1997). Estes granitides, no domnio Litorneo,esto associados com charnockitos ou rochas da associaocharnocktica.

Os granitos tardi-colisionais ocorrem nos domnios Paraba (Nortee Sul) e Litorneo (Norte). Tais granitos, em ambos os domnios,esto estritamente ligados s zonas de cisalhamento de alto ngulo(Fig. 1). So distinguidos dois grupos principais de granitos: umde granitos do tipo- I, e outro de granitos do tipo- S. No primeirogrupo, que ocupa principalmente o domnio do Paraba, destacam-se os macios Arrozal, Getulndia, Resende, Vassouras, Varre-Sai,Parati, dentre outros. Caracterizam-se por macios alongados,foliados (foliao de fluxo magmtico de alto ngulo), concordantescom as estruturas das rochas encaixantes. So inequigranulares eporfirticos, rosados e esbranquiados, de composio dominantemonzograntica. Contm enclaves microgranulares diorticos aquartzo-dioritos que podem atingir extenso Km, a exemplo doque ocorre no macio Getulndia (Machado & Demange 1994a). Abiotita o mfico dominante nesses granitos, ocorrendo tambmanfiblio (Parati e Varre-Sai). So disponveis apenas duas idadesU/Pb em monazita para o macio Getulndia, com valores de 528 1 Ma e 535 1 Ma (Valladares 1996).

O segundo grupo de granitos ocupa os domnios Paraba do Sule Litorneo Norte. No domnio Paraba do Sul, os granitos acham-



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D J

F

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S

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G ranitos Tipo -S -

- -

Figura 1 - Mapa de distribuio dos principais granitides dos tipos-S e -I do Estado do Rio de Janeiro. Sutes granticas do tipo-S: Rio Turvo (RT), Serra das Araras (SA), Rio de Janeiro (RJ) e Desengano (DS). Batlitos granticos do tipo- I: Serra dos rgos(SO) e Bela Joana (BJ). Domnios Alto Rio Grande (DARG), Juiz de Fora (DJF), Paraba do Sul (DPS); Serra dos rgos (DSO) eLitorneo Norte (DLN) e Sul (DLS); Crton So Francisco (CSF); Zona de Cisalhamento Paraba do Sul (ZCPS); VR- VoltaRedonda; TR- Trs Rios e PT- Petrpolis (Modificado de Machado & Demange 1994 b e Silva et al. 2000).

se representado pelas Sutes Serra das Araras e Rio Turvo e nodomnio Litorneo Norte, pelas Sutes Desengano e Rio de Janeiro(Fig. 1). So macios foliados, com aspecto migmattico, dominadospor leucogranitos de composio grantica a granodiortica, ricosem enclaves submicceos, contendo em sua mineralogiamoscovita, granada, turmalina e sillimanita. So descritos, ainda,na regio de Passa Trs, leucogranitos com moscovita, granada eturmalina (Machado & Demange 1994 a), que podem representarcontinuidade do batlito Serra das Araras.

Os granitos ps-colisionais ocorrem principalmente na parte suldos domnios Litorneo e Serra dos rgos (Fig. 1). A distribuioE-W dos macios sugere uma desvinculao das estruturas NEdo cinturo durante a colocao dos mesmos. Alguns autores tmrelacionado esta colocao a uma tectnica extensional (Machado1997). Estes granitos so textural e composicionalmentesemelhantes aos anteriores. Diferem, entretanto, pela geometriasubarredondada em mapa, nvel mais raso de colocao e contatosbruscos com as encaixantes. Estruturas de fluxo so restritas sbordas dos macios. Ocorrem minerais de alterao comomoscovita, clorita, carbonatos e minerais do grupo do epidoto. Afluorita aparece como mineral acessrio em alguns macios (SoJos do Ribeiro e Suru). Os dados isotpicos U/Pb e Rb/Srdisponveis so coerentes e apontam idades de 492 11 Ma (U/Pb, em titanita) e 488 3,6 Ma (Rb/Sr, rocha total) respectivamentepara os macios Mangaratiba e Sana (Valladares 1996, Machado

1997). Uma idade Rb/Sr de 501 20 Ma foi obtida na fcies porfirticado macio Nova Friburgo (Tupinamb 1999).

Granitides do tipo- S DOMMIO PARABA DO SUL (DPS)Neste domnio, os granitides do tipo- S foram reunidos nostrabalhos de cartografia geolgica realizados pela GEOSOL e CPRM,em escala 1: 50.000, nas unidades Santo Eduardo e Itaocara. Estasunidades so descritas como biotita gnaisses com estruturabandada ou laminada, geralmente migmatizados, contendointercalaes de quartzitos, anfibolitos, rochas calcissilicticas emrmores dolomticos, associadas com gnaisses diversos,incluindo anfiblio-biotita gnaisses, gnaisses com granada,gnaisses porfiroblsticos, gnaisses tonalticos, migmatitos e biotitamoscovita xistos. So descritas ainda associaes freqentes comrochas milonticas, incluindo milonitos, milonito gnaisses, milonitoxistos e blastomilonitos.

Como resultado destes trabalhos de cartografia geolgica, foramdefinidos os Batlitos Serra das Araras e Rio Turvo (Barbosa &Sad 1983, Ruiz et al. 1983), este ltimo no domnio Juiz de Fora.Estes granitides foram descritos como rochas foliadas, de aspectognaisside, porfirides, com foliao cataclstica conspcua, sendocomo a presena de protomilonitos, milonito gnaisses eblastomilonitos. Posteriormente, eles foram denominados deleucogranitos aluminosos e classificados como granitos do tipo-S, cuja a origem foi atribuda fuso parcial de metassedimentos e



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relacionada a uma tectnica colisional (Machado et al. 1989,Machado & Demange 1991). Eles foram ainda designados porMachado & Demange (1984) de granitos do tipo-C (ou subtipo-CS), da classificao de Didier et al. (1982), e granitos tipo Hercnico,segundo a classificao de Pitcher (1979).

Recentemente, no projeto carta geolgica do estado do Rio deJaneiro em escala 1:400.000, efetuado pela CPRM (Silva et al. 2000),o Batlito Serra das Araras foi estendido para nordeste at o limitecom o estado do Esprito Santo, sendo dividido em dois extensosbatlitos: um contnuo com extenso de cerca de 200 Km e outrodescontnuo com extenso superior a 230 Km (Fig. 1). Estesbatlitos ocupam tanto a aba sul da estrutura-em-flor positiva dovale do rio Paraba do Sul quanto a parte central desta estrutura.

No projeto da CPRM os granitos do tipo-S do DPS foramdesignados Sute Serra das Araras (SSA) e correlacionados aosgranitos Quebra Cangalha, Lagoinha, Serra das Abboras, Serrada Concrdia, Serra das Frecheira e Parati-Mirim. A SSA descritacomo (granada) granito a duas micas do tipo-S, com granulaogrossa, eqigranular a porfirtico, com foliao transcorrente, ricoem enclaves de paragnaisse. Inclui ainda fcies leucograntica comsillimanita, granada, moscovita, biotita e turmalina preta comomineral acessrio. Esta sute, juntamente com as de Serra Selada,Varre-Sa e Santo Antnio de Pdua, foi considerada tardi-colisionale relacionada movimentao das estruturas transcorrentesregionais. Esta sute foi considerada tardi-colisional e sua colocaofoi relacionada movimentao das transcorrncias regionais.Neste mesmo contexto, foram tambm englobados granitos dotipo-I pertencentes s Sutes Pedra Selada, Varre-Sai e SantoAntnio de Pdua, com esta ltima apresentando rochas daassociao charnocktica (Silva & Cunha 2000).

Estes autores descrevem ao longo do flanco sul da estruturadivergente do vale do Rio Paraba do Sul, notadamente entre asregies da Serra das Araras e Areal, uma faixa de rochas milonticase protomilonticas com associao litolgica heterognea, consti-tuda por granada-silimanita granitos porfirticos com enclaves derochas metassedimentares e anfibolitos, em associao com ro-chas paraderivadas migmatizadas e anfiblio-biotita ortognaissescinzentos subordinados. Estes granitos so consideradoslitolgica e estruturalmente correlatos ao batlito Serra das Ararasdefinido por Barbosa & Sad (1983), que aflora na extremidade su-doeste da faixa investigada (Silva et al. 2000, Silva e Cunha 2000,Cunha et al. 2000).

DOMNIO LITORNEO (DL) Neste domnio, os granitides dotipo-S foram definidos recentemente nos trabalhos de cartografiageolgica realizados pela CPRM em escala 1:400.000 (Silva et al.2000). Trabalhos anteriores j assinalavam que muitas das unida-des cartografadas como gnaisses kinzigtico deveriamcorresponder na realidade a granitos do tipo-S gnaissificados(Machado 1997).

Nos trabalhos de cartografia geolgica em escala 1:50.000, taisgranitides foram englobados em unidades de gnaisses diversos,tais como Santo Eduardo, So Fidlis, Desengano, Catalunha,Crubixais, Ernesto Machado, Cassorotiba e Imb (Batista et al.1977, Ferrari et al. 1982). Estas unidades so descritas em geralcomo migmatitos homogneos e heterogneos ou diatexticos emetatexticos, no havendo nos trabalhos muitas vezes a preocu-pao em caracterizar a natureza do protlito. Ressalte-se, entre-tanto, que em vrios destes trabalhos os granitos do tipo-Scorrespondem a rochas descritas como gnaisses porfiroblsticos,gnaisses granitides, granitides gnissicos, leucogranitides,

gnaisses aluminosos, gnaisses kinzigticos, leptinitos, gnaissesfacoidais, cujos contatos so descritos freqentemente como denatureza transicional, difuso ou interdigitado (ver Ferrari et al.1992, Reis et al. 1982).

No mapa geolgico da CPRM em escala 1:400.000 foram discri-minados no DL inmeros macios granticos do tipo-S alongadose subconcordantes com a estruturao regional do cinturo. Es-tes macios apresentam no segmento setentrional do Rio de Ja-neiro uma faixa mais expressiva com largura de cerca de 50 Km eextenso que atinge 140 Km. Para sul, esta faixa torna-se maisestreita e mostra uma forte inflexo para W na altura da cidade doRio de Janeiro. Individualmente, os corpos granticos possuemextenso entre 50 e 110 Km e largura entre 3 e 6 Km. Na regio deNiteri, esta largura pode atingir at 8 Km. Estas rochas foramdesignadas de Sutes Desengano e Rio de Janeiro e esto associ-adas como charnockitos. A primeira sute descrita como granitodo tipo-S com granada, moscovita e biotita de granulao grossa,texturas granoblstica e porfirtica (augen) com forte foliaotangencial no estado slido, contm abundantes xenlitos e restitosde paragnaisse, e apresenta como pltons correlatos os GranitosSanta Terezinha, Carapebus e Serra da Concrdia (Silva et al. 2000,Silva & Cunha 2000). A segunda sute, descrita como granito dotipo-S contendo granada, moscovita e biotita de granulao gros-sa, texturas granoblstica e porfirtica (augen) com forte foliaotranscorrente no estado slido, engloba os Granitos Corcovado,Po de Aucar e o Leucogranito gnissico Cosme Velho (Fig. 1).

Os autores consideram estas sutes de granitos do tipo-S comorelacionadas tectonicamente aos macios charnockticos ou deassociao charnocktica (Bela Joana, Ilha da Madeira e Ilha daMarambaia) e vinculam os mesmos a um contexto tectnico tardi-colisional e sua colocao foi relacionada movimentao dastranscorrncias regionais

DISCUSSO Trabalhos recentes de integrao regional sobrea geologia do Estado do Rio de Janeiro tm mostrado que omagmatismo peraluminoso neoproterozico na regio mais im-portante do que se supunha anteriormente. Conforme j expostoneste trabalho, so registradas no Rio de Janeiro duas faixas ex-pressivas de granitides do tipo-S: uma no domnio Paraba doSul, que ocupa o segmento sul da estrutura-em-flor positiva denome homnimo, e outro no domnio Litorneo, que circunda odomnio Serra dos rgos pela sua poro sudeste.

Estes granitos do tipo-S contm granada, sillimanita e, local-mente, cordierita (Cunha et al. 2000) (Fig. 1). Muitos deles foramdescritos anteriormente como gnaisses kinzigticos, contendoenclaves de origem metassedimentar (calcissilicticas, quartzitos,biotita gnaisses, anfibolitos) deformados, os quais conferem mui-tas vezes em escala de afloramento uma estrutura gnssica a estasrochas. Podem apresentar tambm uma intensa deformao noestado slido, e recristalizao em alta temperatura de mineraiscomo feldspatos, sillimanita e quartzo. Este processo, alm depromover o desenvolvimento de rochas com texturas milonticas,incluindo microestruturas planares e fitadas, com ribbons de quart-zo e microclina, pode ter contribudo para diferenciao de bandasmicceas e quartzo-feldspticas.

A origem gnea destas rochas compatvel com a descrio decontatos localmente intrusivos (Barbosa & Sad 1983), relaes decampo com os gnaisses regionais, texturas e dadosgeotermobaromtricos existentes na literatura para o metamorfismoregional (Oliveira 1981, Rgo 1989, Porcher 1994). Deste modo, osdados geolgicos e geocronolgicos disponveis at ento suge-



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rem a presena de intensa fuso parcial de metassedimentos asso-ciada gerao regional de granitos do tipo-S no Neoproterozico,cujas idades devem situar-se ao redor de 590 a 580 Ma, ou at maisnovas (Cordani et al. 1973, Figueiredo e Campos Neto 1993, Ma-chado N. et al. 1996, Machado R. et al. 1996, Machado 1997,Tupinamb 1999).

Os modelos tectnicos regionais vinculam estas rochas fasecolisional brasiliana, com a gerao do magma grantico sendorelacionada a fuso parcial de metassedimentos. Na concepodos autores desses modelos, as idades disponveis para os grani-tos (pico trmico) marcariam ento a (s) fase(s) de coliso. Contu-do, outros modelos so postulados para a gerao destes grani-tos, sendo os mesmos discutidos a seguir e fundamentados emtrabalhos recentes disponveis na literatura. Inicialmente cabe sa-lientar que o modelo aqui proposto considera a classificaotectnica apresentada recentemente para os granitos do tipo-S noestado do Rio de Janeiro ( Silva et al. 2000, Silva & Cunha 2000).

Vrios trabalhos na literatura tm discutido a possibilidade defuses crustais expressivas em perodos tardios ao deespessamento crustal, perodo este que pode ser muito varivel,alcanando dezenas de milhes de anos (Figura 2). O incrementoda fuso parcial pode tambm ser dado pela decompression meltingdevido a taxas suficientemente elevadas de denudao tectnica(Hollister 1993, Inger 1994). Dentre os parmetros importantes paraesta discusso, encontram-se as condies de presso e tempera-tura esperadas para promover a fuso parcial (anatexia) extensivade metapelitos. Estas condies so alcanadas quando as ro-chas regionais atingem condies de metamorfismo compatvelcom o grau alto.

Os trabalhos de petrologia experimental mostram que a tempera-tura de fuso do mnimo grantico para ambientes saturados emgua de cerca de 600 C, com presso de 10kb (profundidades aoredor de 35 km) (Wyllie 1977). Contudo, sob condies anidras, ecom o mesmo valor de presso, so necessrias temperaturas maiselevadas para promover uma fuso parcial extensiva, as quais de-vem atingir ao redor de 700 a 730 C, sendo estes os valores con-siderados para a quebra da moscovita. Para a biotita, sob as mes-mas condies de presso, estes valores so ao redor de 800 C(Wyllie 1997) (fig.2). Estas reaes so consideradas comomarcadores do incio da fuso parcial extensiva (Brown & Fyfe1970, Grant 1985) e ocorrem em ambientes no saturados em gua,o que parece ser a situao mais comum da maioria dos ambientescrustais, sendo isto compatvel com nveis de crosta mdia/inferi-or (Stevens & Clemens 1993). Esta afirmao se contrape cls-sica interpretao de LeFort (1986) e LeFort et al. (1987), que con-sideram a presena abundante de fluidos aquosos nas rochas dobloco inferior footwall em regies associadas com tectnica deempurro. Nesta condio tectnica, tais fluidos seriam capazesde promover a fuso generalizada de rochas relativamente maisquentes situadas no bloco superior hangingwall deste sistemade falhas, segundo o modelo de metamorfismo invertido (ferro-de-engomar) em ambiente de crosta mdia (Harris & Massey1994).

Barbarin (1996) divide os granitos peraluminosos em dois gru-pos: um contendo moscovita e outro, cordierita. A origem destesgranitos atribuda a fuso parcial de rochas crustais, envolven-do anatexia crustal sob condies midas (primeiro grupo) ousecas (segundo grupo). Os granitos com muscovita so geradosem ambientes tectnicos sob condies de crosta espessada eafetada por empurres ou por grandes cisalhamento crustais, en-quanto os granitos com cordierita so gerados em regies subme-

tidas a underplating ou injetadas por magmas do manto. Paraalguns autores, o processo de gerao de leucogranitosperaluminosos inteiramente crustal e no envolve influxo dematerial do manto (Patio Douce 1999).

England & Thompson (1984, 1986), com base em um trabalho demodelagem matemtica, apresentam um modelo de evoluo tr-mica para cintures dobrados envolvendo a existncia de umacrosta continental duplicada. Neste modelo, o calor transporta-do principalmente por conduo, com o fluxo trmico sendo pro-veniente de duas fontes: do manto, com um valor constante, e dacrosta, como produto de decaimento radioativo. Considerando-seesta situao tectnica (duplicao por empurres), juntamentecom os parmetros fsicos com significado geolgico para alitosfera continental, as condies trmicas instaladas logo aps atectnica compressiva (duplicao) no favorecem a gerao defuses parciais expressivas (fig.2). As figuras em (A) e (B) mos-tram a modelagem instantnea de um empurro ocorrido a 35 kmde profundidade, onde so utilizados valores mdios crustais deparmetros como condutividade trmica, produo interna de ca-lor por decaimento radioativo e fluxo trmico proveniente do man-to. Considera-se que a eroso de 35 km de crosta ocorreu a 100Ma., tendo iniciada a 20 Ma. aps a duplicao crustal (England &Thompson 1984). Nas figuras 2C e 2D, a geoterma 0 (antes doespessamento) corresponde ao gradiente geotermal mdio de re-as que foram sujeitas a eventos tectnicos em pocas anteriores a250 Ma. Aps um aquecimento isobrico de 30 Ma, as rochas soexumadas por uma tectnica extensional, por igual perodo. Almdisso, o regime termal difere nos valores de produo interna decalor e da contribuio do manto ao fluxo trmico crustal (mod. deEngland & Thompson 1986).

A condio tectnica acima promove a depresso das geotermas(Glazner & Bartley 1985), de tal modo que quantidades significati-vas de fuses so esperadas durante a instalao de regimes tr-micos transitrios (England & Richardson 1977). A instalaodestes regimes coincide com o perodo de relaxamento trmico ede soerguimento da pilha espessada. Assim, o aquecimento efetivoda pilha orognica ocorre somente aps o pico de presso inicial.Nesta fase, as rochas metassedimentares alcanam mais facilmen-te temperaturas em condies compatveis com a fcies anfibolitoalto a granulito, sendo a ento o momento em que so geradasfuses granticas mais expressivas.

No modelo apresentado por England & Thompson (1986), agerao de fuses crustais sin-colisionais fortemente depen-dente da presena de gua no sistema e de um fluxo trmico rela-tivamente elevado. Em alguns casos examinados pelos autores, astemperaturas na Moho so superiores a 1000o C. Em outros casos,dependendo dos parmetros utilizados, esta temperatura alcanada em profundidades ao redor de 40 km, o que considera-do um valor no realista para esta situao tectnica (Sandiford &Powell 1991).

Assim, a disponibilidade de gua livre no sistema e o conheci-mento da estrutura termal da litosfera pr-colisional constituem-seem parmetros importantes para a discusso da origem destasrochas durante a fase de espessamento principal. Para valores detemperatura na Moho em torno de 500C (England & Thompson1984), ou prximos do valor requerido para gerar o liquidus granticosaturado em gua (ao redor de 600C, com presso de 10kb - Harriset al. 1986), a gerao extensiva de fuso crustal neste momento fortemente dependente dos parmetros acima.

Desta forma, mesmo que a origem destas rochas esteja vincula-da ao espessamento crustal e perturbaes trmicas impostas pela



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10

20 40 6080

10 0

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7 02 0 0 4 0 0 6 0 0 8 0 0 1 0 0 0

5 0

3 0

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PRO

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DID

ADE/

KM

TE M PE RATU R A/ G R AU S C .

2 0 0 4 0 0 6 0 0 8 0 0 1 0 0 0

1 0

3 0

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7 0 TE M PE R ATU R A/ G R AU S C .

PRO

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E/KM

1

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1

2

2

32 0

4 0

6 0

1 0 0 08 0 0 6 0 0 4 0 0 2 0 0 TE M PE RATU R A/ G R AU S C .

PRO

FUN

DID

ADE/

KM

0

3

1

2

4

A B

C D

Figura 2 - Gerao de granitos do tipo-S por fuso parcial demetassedimentos: (A) - Regimes trmicos transitrios impostospelo relaxamento de uma perturbao trmica inicial geradapor empurro a 35 km de profundidade; (B) - Caminho P-T-tterico para rochas a profundidades de 40, 50, 60 e 70 km, comintervalos de 10 Ma; Em (C) e (D), as profundidades so de 8.75,17.5, 26.25 e 35 km, com a deformao sendo homognea nointervalo de 30 M.a. Curvas de quebras de minerais por fuso: com gua em excesso; micas em metapelitos; biotita ehornblenda em granodioritos e tonalitos; hornblenda emanfibolitos.

tectnica compressiva no modelo colisional, mais provvel queelas tenham sido geradas aps o pice de presso experimentadopelos seus protlitos. Por outro lado, mesmo assumindo o modelode formao de granitos peraluminosos (tipo-S) no momento dacoliso, o modelo prev tambm a gerao de granitos posterio-res, constituindo-se assim em um fenmeno essencialmente nosimultneo e transitrio, cujo intervalo depende de vrios fatores,tais como profundidade de soterramento experimentada pelas ro-chas (England & Thompson 1984) e as prprias incertezas dosmtodos geocronolgicos utilizados (De Yoreo et al. 1989). Por-tanto, as idades obtidas nestas rochas devem ser consideradas,mais apropriadamente, como idades mnimas de um evento deespessamento crustal (coliso).

Para Sylvester (1998), os granitos fortemente peraluminosos soformados em vrios tipos de orgenos como o resultado de pro-cessos ps-colisionais. Distingue os granitides formados sobcondies de alta presso (espessamento crustal = 50 km) e de altatemperatura (espessamento = 50 km). Os primeiros evoluem emdois estgios: (i) estgio de aquecimento radiognico in situ, sin-colisional e, (ii) estgio de fuso por descompresso ps-colisional.Os ltimos envolvem uma fonte de calor originada no manto, coma temperatura sendo igual ou superior a 875C. Segundo o autor,nos orgenos de alta temperatura, a anatexia crustal produzidapela delaminao ps-colisional e ascenso da astenosfera quen-te.

Por outro lado, Barbarin (1999) considera que estes granitos sogerados no momento de clmax da orognese, com seus magmassendo formados durante a fase tectnica compressiva. A sua co-

locao ocorre somente em condies distensiva ao longo dezonas de cisalhamento ou sob condies de relaxamento local.

O modelo tectnico alternativo no discutido no presente tra-balho para a gerao desses granitos o modelo que no envolveespessamento crustal extremo. Contudo, este modelo implica naexistncia de terrenos metamrficos de alta presso, situao estaque no tem sido caracterizada nesse segmento do cinturo estu-dado. Neste caso, a ascenso de magmas passa a ser o principalmecanismo capaz de promover a transferncia de calor (poradveco) para nveis superiores da crosta (DeYoreo et al. 1989,Sandiford & Powell 1991). Neste sentido, a interpretao tempo-ral/tectnica dos granitos do tipo-S depende fortemente do en-tendimento do significado destes magmas.

No o modelo proposto por England & Thompson (1984, 1986),deve se considerar tambm que o relaxamento trmico posteriora deformao compressiva. Segundo o modelo, a fase de cresci-mento prgrado de minerais metamrficos (no sentido de aumen-to da temperatura) - modelo condutivo deve ser mais nova doque o processo de deformao, com os granitos sendo formadosamplamente nas fases tardi a ps-cinemticas. Este modelo en-contra dificuldades para ser aplicado nos granitides estudados,pois os mesmos apresentam tramas freqentemente foliadas e/ougnaissificadas. Para as rochas do Batlito Serra das Araras sodescritas feies de deformao em estado slido superpostas,juntamente com uma fase de crescimento mineral e migmatizao(Dehler & Machado 2001). Isto tambm ocorre provavelmente comos demais corpos de granitides no domnio Litorneo. Esta ca-racterstica tectono-metamrfica pode ser interpretada de duasformas: (i) pela importncia da tectnica de empurro no encurta-mento e duplicao crustal do CPS, com as estruturas presentesnos granitos tendo sido produzidas durante a fase de exumaodo orgeno, sendo este modelo compatvel com um regimetranspressivo associado convergncia oblqua de placas (Ebert& Hasui 1998) e, (ii) ou pelo encurtamento de uma crosta jaquecida de forma anmala, o que corresponde situao espera-da em nveis de crosta mdia/inferior, onde limitada a disponibi-lidade de fludos aquosos, com a fuso parcial extensiva marcan-do temporalmente o momento do espessamento crustal mximo.

Finalmente, cabe salientar que a interpretao tectnica aquiapresentada para os granitos do tipo-S (tardi-colisionais) do Riode Janeiro, juntamente com os dados geocronolgicos regionaisde alto valor interpretativo disponveis na literatura (Granito RioTurvo, RJ: idade U/Pb, em monazita, de 579 2 Ma - Valladares1996 ; Granito Urucum, MG: idade U/Pb, em zirco, de 582 2 Ma- Nalini 1997 e Nalini et al. 2000), no se ajustam na classificaotectnica de granitos proposta na Orognese Rio Doce (CamposNeto & Figueiredo 1995), pois as idades existentes situam-se nointervalo dos granitos pr-colisionais proposto pelos autores.

CONCLUSES Pela discusso acima conclui-se que, o uso deidades de granitos do tipo-S como marcadores de idade da tectnicasin-colisional em orgenos, no de imediato, e que isto pode serextensivo para orgenos com evoluo estrutural semelhante, tan-to do tipo alpino quanto Himalaiano. Neste sentido, informaesadicionais so necessrias para melhor avaliao do tema. Taisinformaes incluem estrutura trmica da litosfera pr-colisional edisponibilidade de gua no sistema.

Os dados geolgicos disponveis sobre granitos do tipo-S doRio de Janeiro so mais compatveis com ambiente tectnico dotipo tardi-colisional, sob condies de uma crosta espessada. Nesteambiente, os magmas granticos so gerados aps a fase de coli-



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so propriamente dita. Um forte argumento para isto a estreitavinculao entre os granitides e as zonas de cisalhamento dcteisde alto ngulo regionais, principalmente as do vale do rio Parabado Sul, de forma anloga ao que tem sido descrito para os granitosperaluminosos com muscovita no Macio Central Francs (Barbarin1996 e 1999). Alm disso, os contatos dos macios estudados sotectnicos e balizados por estruturas de alto e baixo ngulo.

O modelo alternativo aqui apresentado para a gerao dos gra-nitos do tipo-S compatvel com os modelos tectnicos existen-tes na literatura, principalmente os baseados na petrologia experi-mental, onde a gerao de volume expressivo de material granticose relaciona fuso parcial (anatexia) de crosta duplicadatectonicamente em ambiente colisional. Neste caso, as fusesgranticas so produzidas extensivamente, quando so atingidosos valores de temperatura de quebra da moscovita (~ 700o C) ebiotita (~ 800o C), sob condies hidratadas (presses ~ 10Kb)(Wyllie 1977, Grant 1985). Para granitos fortemente peraluminososso consideradas temperaturas superiores a 875 (orgenos dealta temperatura) ou inferiores (orgenos de alta presso) (Sylvester1998). A anatexia crustal tambm o processo considerado para agerao dos granitos peraluminosos com muscovita (Barbarin1996). Alguns autores desvinculam a adio de material do mantopara formao destes granitos (Patio Douce 1999).

Um outro esquema ainda no suficientemente explorado nosmodelos tectnicos aplicados para granitides similares aos aquiestudados, e que pode explicar a deformao no estado slidopresente nestas rochas, o da superposio de um regimetectnico associado com a exumao do orgeno. Este caso noexclui a superposio de deformaes tectnicas mais jovens.

Embora dados adicionais sejam ainda necessrios para melhorsubsidiar a discusso sobre a alternativa de modelo tectnicoaqui proposto para os granitos do tipo-S no Rio de Janeiro, asinformaes geolgicas aqui apresentadas so compatveis comos trabalhos existentes na literatura. A existncia de granitos dotipo-S no segmento norte do cinturo Paraba do Sul (GranitoUrucum, MG, e Granito Colatina, ES), considerados anteriormentecomo sin-colisionais (Nalini 1997), com caractersticas geolgicassimilares aquelas descritas no presente trabalho, sugere igual-

mente uma interpretao como granitos tardi-colisionais.Em sntese, se for considerado apenas o modelo de espessamento

crustal por empurres durante a coliso continental, conclui-seque os grandes batlitos granticos do tipo-S do Rio de Janeiroforam gerados tambm aps a fase de mximo espessamento crustal(tardi-colisional), como resultado da fuso parcial (anatexia) derochas predominantemente metassedimentares. A colocao des-te magmatismo teria sido controlada por zonas de cisalhamentodcteis de alto e baixo ngulo. Neste caso, as deformaes pre-sentes nessas rochas podem ser atribudas em parte ao regimetectnico responsvel pela exumao da faixa e, em parte, pelareativao destas estruturas ocorrida ao final do Ciclo Brasiliano.No primeiro caso, as relaes geolgicas e estruturais observadasentre as diferentes fases de intruses granticas sugerem a coexis-tncia entre deformaes em estado slido e em estado magmtico,enquanto no segundo, as deformaes presentes nos granitosdeveriam ser essencialmente em estado slido.

Conclui-se pela discusso acima que, no segmento estudado,tanto a classificao tectnica dos granitos relacionados Orognese Rio Doce quanto a sua prpria durao precisam serrevistos, pois o acervo de dados geocronolgicos de alta preci-so at ento disponvel sugere que o intervalo de 590 a 570 Ma,considerado pelos autores como intervalo do magmatismo pr-colisional, corresponde, na realidade, a um intervalo relacionadocom a colocao de granitos tardi-colisionais, onde o processodominante na regio foi o de uma anatexia crustal extensiva. Almdisso, a discusso deste trabalho sugere que a definio de est-gios evolutivos de orogneses com base apenas em estudos deambincia tectnica de granitos muito questionvel, conformetambm tem sido discutido por outros autores na literatura.

Agradecimentos Os autores agradecem CPRM ServioGeolgico do Brasil, pelo apoio durante e aps as atividades decampo, FAPESP (Proc. 98/00912-8), pelo suporte financeiro quepermitiu a realizao de parte dos trabalhos de campo, ao CNPq(Proc. 300423/82-9, de R. Machado), pela concesso de uma bolsade Produtividade em Pesquisa. Aos revisores da RBG pelas su-gestes ao manuscrito.

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Manuscrito A-1281Recebido em 17 de novembro de 2101

Reviso dos autores em 15 de novembro de 2002Reviso aceita em 20 de novembro de 2002

Documents

Granitos Tipo S - RJ