DISSERTAÇÃO_ProtogêneseGranulitoPedra

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PETROGÊNESE DO GRANULITO PEDRA DOURADA, MG 
 
 
 
 
 
Kassia de Souza Medeiros Marinho 
UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO 
ESCOLA DE MINAS 
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO 
Ouro Preto, outubro de 2014 
 
i 
 
 
PETROGÊNESE DO GRANULITO PEDRA DOURADA, MG 
 
 
 
 
ii 
 
 
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FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO 
Reitor 
Marcone Jamilson Freitas Souza 
Vice-Reitor 
Célia Maria Fernandes Nunes 
Pró-Reitor de Graduação 
Valdei Lopes de Araújo 
 
ESCOLA DE MINAS 
Diretor 
José Geraldo Arantes de Azevedo Britto 
Vice-Diretor 
Wilson Trigueiro de Sousa 
 
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 
Chefe 
Fernando Flecha de Alkmim 
Chefe Adjunto 
Issamu Endo 
 
 
 
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v 
 
CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA – VOL. 74 
 
 
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO Nº 324 
 
 
PETROGÊNESE DO GRANULITO PEDRA DOURADA, MG 
 
 
 
Kassia de Souza Medeiros Marinho 
 
 
Orientadora 
Hanna Jordt Evangelista 
 
 
 
 
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais do 
Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito 
parcial à obtenção do Título de Mestre Ciências Natural, Área de Concentração: Geologia Estrutural e 
Tectônica 
 
 
OURO PRETO 
2014 
 
vi 
 
Universidade Federal de Ouro Preto – http://www.ufop.br 
Escola de Minas - http://www.em.ufop.br 
Departamento de Geologia - http://www.degeo.ufop.br/ 
Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita 
35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais 
Tel. (31) 3559-1600, Fax: (31) 3559-1606 
 
 
 
Os direitos de tradução e reprodução reservados. 
Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada ou 
reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos ou utilizada sem a observância das normas de direito autoral. 
 
 
 
 
ISSN 85-230-0108-6 
Depósito Legal na Biblioteca Nacional 
Edição 1ª 
 
 
 
 
Catalogação elaborada pela Biblioteca Prof. Luciano Jacques de Moraes do 
 Sistema de Bibliotecas e Informação - SISBIN - Universidade Federal de Ouro Preto 
 
M338p 
 
 
 
Marinho, Kassia de Souza Medeiros 
 Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG [manuscrito] / Kassia de Souza 
Medeiros Marinho - 2014. 
117 f.: il.; color.; tabs., mapas. (Contribuições às Ciências da Terra, M, v. 74, n. 324) 
 
Orientadora: Profa. Dra. Hanna Jordt Evangelista. 
 
Dissertação (Mestrado) - Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de Minas. 
 Departamento de Geologia. Evolução Crustal e Recursos Naturais. 
 Área de concentração: Petrogênese/Recursos Minerais/Gemologia. 
 
1. Granulito. 2. Petrogênese. 3. Orógeno Araçuaí. I. Evangelista, Hanna Jordt. II. 
Universidade Federal de Ouro Preto. III. Título. 
 
 CDU: 552.11 
Catalogação: www.sisbin.ufop.br 
 
 
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“Your achievements in climbing are a lot less relevant than what you learn in process. 
 It`s not what you climb that counts, but how you climb it.” 
Lynn Hill – Escaladora norte-americana 
 
 
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Agradecimentos 
 
Agradeço primeiramente a Deus e ao Universo por me guiarem até aqui. E pelas pessoas especiais colocadas em meu 
caminho que direta ou indiretamente contribuíram para a realização deste trabalho. 
À minha família, meu alicerce para a idealização de qualquer sonho. Aos meus pais e minha irmã Kassiane pelo 
apoio, carinho e motivação para seguir adiante. Ao meu marido Marcelo, pelo auxílio e contribuição durante todas as 
etapas da pesquisa. Pelos questionamentos céticos e discussões geológicas instigantes que imensamente 
enriqueceram minhas ideias e meu trabalho. E por seu amor e cumplicidade nos momentos mais desafiadores. Sou 
muito grata também à sua família, em especial à querida D. Darcy. 
À minha orientadora Hanna Evangelista, exemplo de competência e dedicação à Geologia. Agradeço pela 
oportunidade, confiança, incentivo e, sobretudo, pela paciência e sensibilidade para compreender os percalços que 
vivenciei ao longo deste caminho. 
Ao Prof. Dr. Cristiano Lana e equipe do LOPAG pela assistência e orientação durante as análises geocronológicas. 
Ao Prof. Dr. André Danderfer, por gentilmente ceder as lâminas confeccionadas durante o Trabalho Geológico 
2010/1 (Subprojeto Dom Silvério). 
Aos amigos da Pós, a começar por Edgar Medeiros Jr. e Gabriela Fonseca, pela parceria desde a minha iniciação 
científica, dividindo não só a orientadora e a saudosa Sala 29, mas também inúmeros momentos de descontração e 
demonstração de amizade sincera. Devo muito a vocês! 
Às companheiras de TG e mestrado, Alice Costa e Marilane Melo, pelos preciosos conselhos, companheirismo e 
pelo exemplo de dedicação profissional. E às queridas Ana Alkmim, Carolina Sarno e Caroline Soares, pela 
convivência e amizade. 
Aos amigos da GEO, da UFOP e da Vida – Giordano Caran, Maria Paula Delício, Munyke Romano, Tiago Novo e 
Tassiane Luehring – pelo incentivo e ajuda direta em diversos momentos que precisei. 
Ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais e ao Departamento de Geologia da Escola 
de Minas – UFOP, pela infraestrutura e suporte oferecidos. Aos laboratórios LAMIN, MICROLAB e LGqA. À 
CAPES pela concessão da bolsa de mestrado e à FAPEMIG pelo financiamento das análises geoquímicas e 
geocronológicas (Projeto de pesquisa CRA-APQ-02206-11). 
Por fim, dou “Gracias a la Vida, que me ha dado tanto...” 
Violeta Parra 
 
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Sumário 
_____________________________________________________________________________________ 
 
AGRADECIMENTOS ............................................................................................................................... ix 
LISTA DE FIGURAS ............................................................................................................................... xv 
LISTA DE TABELAS .............................................................................................................................. xix 
RESUMO .................................................................................................................................................. xxi 
ABSTRACT ........................................................................................................................................... xxiii 
1- INTRODUÇÃO ....................................................................................................................................... 1 
1.1- APRESENTAÇÃO .................................................................................................................... 1 
1.2- OBJETIVOS .............................................................................................................................. 2 
1.3- LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO ................................................................................. 2 
1.4- MATERIAIS E MÉTODOS ..................................................................................................... 2 
1.4.1- Levantamento cartográfico e bibliográfico..................................................................... 2 
1.4.2- Trabalhos de campo ........................................................................................................ 3 
1.4.3- Trabalhos de laboratório ................................................................................................. 3 
Descrição petrográfica e microestrutural ...................................................................... 3 
MEV-EDS e microssonda eletrônica de varredura ........................................................4 
Geoquímica .................................................................................................................... 6 
Geocronologia ................................................................................................................ 6 
1.4.4- Geotermobarometria ....................................................................................................... 7 
1.4.5- Compilação dos dados e elaboração da dissertação ....................................................... 8 
2- GRANULITOS – UMA BREVE REVISÃO ........................................................................................ 9 
2.1- TERMINOLOGIA .................................................................................................................... 9 
2.2- CARACTERÍSTICAS GERAIS ............................................................................................ 10 
2.3- GEOTERMOBAROMETRIA DE GRANULITOS ............................................................. 11 
2.4- TRAJETÓRIAS P-T-t DE GRANULITOS .......................................................................... 12 
2.4.1- Trajetórias IBC – Near Isobaric Cooling ..................................................................... 13 
2.4.2- Trajetórias ITD – Near Isothermal Descompression ................................................... 14 
3- CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ......................................................................................... 15 
3.1- CONTEXTO GEOTECTÔNICO .......................................................................................... 15 
3.2- GEOLOGIA REGIONAL ...................................................................................................... 15 
3.2.1- Granulito Pedra Dourada ............................................................................................. 16 
3.2.2- Complexo Mantiqueira ................................................................................................ 17 
 
xii 
 
3.2.3- Suíte Metamórfica São Sebastião do Soberbo ................................................... 19 
3.2.4- Grupo Dom Silvério .......................................................................................... 19 
3.2.5- Coberturas Cenozóicas ...................................................................................... 21 
3.3- GEOLOGIA ESTRUTURAL ....................................................................................... 21 
4- GEOLOGIA LOCAL E PETROGRAFIA ......................................................................................... 23 
4.1- GEOLOGIA LOCAL .............................................................................................................. 23 
4.2- PETROGRAFIA DOS GRANULITOS ................................................................................. 28 
4.2.1- Granulito félsico ........................................................................................................... 28 
 Biotita granulito félsico ± granada .............................................................................. 29 
 Ortopiroxênio granulito félsico ................................................................................... 32 
4.2.2- Granulito máfico ........................................................................................................... 36 
4.2.3- Granulito aluminoso ..................................................................................................... 40 
5- QUÍMICA MINERAL .......................................................................................................................... 45 
5.1- INTRODUÇÃO ........................................................................................................................ 45 
5.2- ANFIBÓLIO............................................................................................................................. 46 
5.3- BIOTITA .................................................................................................................................. 48 
5.4- ESPINÉLIO .............................................................................................................................. 50 
5.5- FELDSPATOS ......................................................................................................................... 50 
5.6- GRANADA ............................................................................................................................... 51 
5.7- PIROXÊNIOS .......................................................................................................................... 54 
5.8- MINERAIS OPACOS ............................................................................................................. 55 
6- GEOTERMOBAROMETRIA ............................................................................................................. 57 
6.1- INTRODUÇÃO ........................................................................................................................ 57 
6.2- THERMOCALC E O MÉTODO AVERAGE P-T ................................................................ 59 
6.3- GRANULITO FÉLSICO ........................................................................................................ 61 
6.4- GRANULITO MÁFICO ......................................................................................................... 65 
6.5- GRANULITO ALUMINOSO ................................................................................................. 69 
6.6- SÍNTESE DOS RESULTADOS GEOTERMOBAROMÉTRICOS ................................... 74 
7- LITOGEOQUÍMICA .......................................................................................................................... 77 
7.1- INTRODUÇÃO ........................................................................................................................ 77 
7.2- GRANULITOS FÉLSICOS .................................................................................................... 78 
7.2.1- Classificação química .................................................................................................. 78 
7.2.2- Ambiência tectônica ..................................................................................................... 80 
7.3- GRANULITOS MÁFICOS ..................................................................................................... 82 
 
xiii 
 
7.3.1- Classificação química .................................................................................................... 82 
7.3.2- Ambiência tectônica ........................................................................................................ 82 
7.4- GRANULITOS ALUMINOSOS ............................................................................................ 85 
7.4.1- Classificação química .................................................................................................... 85 
7.4.2- Ambiência tectônica ........................................................................................................ 85 
8- GEOCRONOLOGIA .......................................................................................................................... 87 
 8.1- INTRODUÇÃO ......................................................................................................................... 87 
 8.2- O MÉTODO U-Pb .................................................................................................................... 87 
 8.3- O ZIRCÃO NO METAMORFISMO DE ALTO GRAU ...................................................... 89 
 8.3.1- Condições de formação ................................................................................................... 89 
 8.3.2- Características físicas ......................................................................................................90 
 8.4- RESULTADOS ANALÍTICOS ............................................................................................... 91 
 8.4.1- Amostra K11A – Ortopiroxênio Granulito Félsico ......................................................... 91 
 8.4.2- Amostra HMI-6C – Ortopiroxênio Granulito Félsico ..................................................... 94 
 8.4.3- Amostra HMI-9B –Granulito Aluminoso ....................................................................... 97 
9- DISCUSSÕES E CONCLUSÕES .................................................................................................... 101 
 9.1- CARACTERÍSTICAS DE CAMPO E CONSTITUIÇÃO LITOLÓGICA ...................... 101 
 9.2- SÍNTESE PETROGRÁFICA ................................................................................................ 102 
 9.2.1- Granulitos Félsicos ........................................................................................................ 102 
 9.2.2- Granulitos Máficos ........................................................................................................ 102 
 9.2.3- Granulitos Aluminosos ................................................................................................. 103 
 9.3- GEOQUÍMICA ....................................................................................................................... 105 
 9.4- GEOCRONOLOGIA.............................................................................................................. 106 
 9.4.1- Granulito Félsico (Amostra K11A) ............................................................................... 106 
 9.4.2- Granulito Félsico (Amostra HMI-6C) ........................................................................... 106 
 9.4.3- Granulito Aluminoso (Amostra HMI-9B) .................................................................... 107 
 9.5- CONCLUSÕES ....................................................................................................................... 108 
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ................................................................................................. 109 
ANEXOS .................................................................................................................................................. 117 
 
 
 
 
 
 
xiv 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
xv 
 
Lista de Figuras 
 
Figura 1.1 - Mapa de localização e vias de acesso da área de estudo (Ministério dos transportes 2010)...03 
Figura 1.2 - Mapa de distribuição dos afloramentos estudados...................................................................05 
Figura 3.1 - Contexto geotectônico do Granulito Pedra Dourada. a) Orógeno Araçuaí e unidades 
geotectônicas adjacentes (Cráton do São Francisco e Orógeno Ribeira). O retângulo hachurado 
corresponde à localização da figura 3.1b. Modificado de Pedrosa-Soares et al. (2007); b) Mapa geológico 
regional com a localização do Granulito Pedra Dourada (retângulo vermelho) na Faixa Araçuaí. 
Modificado de Peres et al. (2004).................................................................................................................16 
Figura 3.2 - Mapa geológico regional com a localização do Granulito Pedra Dourada e unidades 
adjacentes. Modificado de Brandalise (1991)...............................................................................................18 
Figura 3.3 - Empilhamento estratigráfico do Grupo Dom Silvério nas porções norte e sul da faixa. 
Destaque para a localização do Granulito Pedra Dourada (retângulo vermelho). Modificado de Peres et al. 
(2004)............................................................................................................................................................20 
Figura 4.1 - Mapa de localização do Granulito Pedra Dourada na área estudada. Modificado de Peres 
(2000)............................................................................................................................................................24 
Figura 4.2 - Aspectos de campo das rochas de fácies granulito. (a) Blocos de granulito máfico envoltos 
por granulito félsico (Ponto K-6); (b) Enclaves de granulito máfico com contatos difusos em granulito 
félsico (Ponto K-11); (c) Granulito máfico recortado por veios do granulito félsico (Ponto K-6); (d) 
Granulitos máfico e félsico caracterizando um bandamento com dobras apertadas (Ponto K-6); (e) 
Granulitos félsico e máfico com contatos difusos, assemelhando-se à estrutura schlieren (Ponto K-5); (f) 
Granulito aluminoso com veios irregulares e contorcidos, definindo a estrutura flebítica (Ponto K-58). 
Abreviações: gf – granulito félsico; gm – granulito máfico; ga – granulito aluminoso; ls – leucossoma....25 
Figura 4.3 - Feições migmatíticas e estruturais das rochas de fácies granulito. (a) Granulito máfico com 
segregados félsicos contendo minerais máficos (no caso hornblenda), caracterizando a estrutura fleck 
(Ponto K-52); (b) Blocos de granulito máfico envoltos por leucossoma, definindo a estrutura schollen 
(Ponto K-11); (c) Estrutura schlieren, definida por faixas difusas de leucossoma e melanossoma em 
granulito máfico; (Ponto K-26); (d) Bandamento composicional milimétrico e porfiroblastos de granada 
em granulito aluminoso (Ponto K-46); (e) Porfiroclastos do tipo augen em feldspato do granulito félsico 
(Ponto K-27); (f) Granulito félsico afetado por zona de cisalhamento decimétrica, caracterizando estrutura 
S-C (Ponto K-6). Abreviações: gf – granulito félsico; ls – leucossoma; ms – melanossoma; grt – granada; 
hbl - hornblenda............................................................................................................................................27 
Figura 4.4 - Aspectos petrográficos e microestruturais do biotita ± granada granulito félsico. (a) 
Porfiroclasto de feldspato contornado pela foliação milonítica (Ponto K26); (b) Bandamento 
composicional (Ponto HMI6); (c) Porfiroclasto de ortoclásio pertítico contornado por biotita e quartzo 
recristalizado. LPX, Lâmina K5C2 (Ponto K5); (d) Plagioclásio antipertítico com inclusão de granada. 
LPX, Lâm. A7-59 (Ponto HMI12); (e) Porfiroclasto de ortoclásio com cauda de recristalização do tipo . 
LPX, Lâm. K64A (Ponto K64); (f) Porfiroclasto de plagioclásio contornado por ribbon de quartzo. LPX, 
Lâm. A7-67 (Ponto HMI15); Abreviações: Bt – biotita; Grt – granada; Kfs – feldspato potássico; Or – 
ortoclásio; Pl – plagioclásio; Qz – quartzo...................................................................................................31 
Figura 4.5 - Aspectos petrográficos e microscópicos do ortopiroxênio granulito félsico. (a) – Litotipo 
isotrópico porfiroclástico (Ponto K11); (b) – Litotipo bandado (Ponto K24); (c - d) – Associação mineral 
principal. LPP e LPX, Lâmina K11A (Ponto K11); (e - f) – Granada em intercrescimento simplectítico 
com ilmenita e coronítica em torno de plagioclásio. LPP e LPX, Lâmina K11A (Ponto K11). Abreviações: 
 
xvi 
 
Bt – biotita; Grt – granada; Hbl – hornblenda; Ilm – ilmenita; Or – ortoclásio; Opx – Ortopiroxênio; Pl - 
plagioclásio; Qz – quartzo............................................................................................................................33 
Figura 4.6 - Aspectos microestruturais do ortopiroxênio granulito félsico. (a) Plagioclásio antipertítico. 
LPX, Lâmina K40B (Ponto K40); (b) Quartzo com extinção do tipo “tabuleiro de xadrez”. LPX, Lâmina 
A7-16 (Ponto HMI4); (c) Contatos ameboides em plagioclásio, sugestivos de recristalização por MBG. 
LPX, A7-14 (Ponto HMI3); (d) Porfiroclasto antipertítico de ortoclásio. LPX, Lâmina K11A (Ponto K11); 
(e) Texturanúcleo-manto em plagioclásio. LPX, Lâmina K59A (Ponto K59); (f) Ortopiroxênio 
esqueletiforme com indícios de substituição por hornblenda associada a granada. Intercrescimento 
simplectítico entre hornblenda e quartzo. LPP, A7-42 (Ponto HMI11). Abreviações: Grt – granada; Hbl – 
hornblenda; Kfs – feldspato potássico; Or – ortoclásio; Opx – Ortopiroxênio; Pl - plagioclásio; Qz – 
quartzo...........................................................................................................................................................35 
Figura 4.7 - Aspectos petrográficos e microscópicos do granulito máfico. (a) Bandamento mineralógico 
incipiente (Ponto K11); (b) Plagioclásio porfiroclástico antipertítico contornado por foliação descontínua 
definida por biotita (Bt). LPX, Lâmina K11D2 (Ponto K11); (c - d) Associação mineral principal. LPP e 
LPX, Lâmina A7-18 (Ponto HMI5); (e - f) Granada coronítica em torno de plagioclásio. LPP e LPX, 
Lâmina DS-11-41 (Ponto AM41). Abreviações: Cpx – clinopiroxênio; Grt – granada; Hbl – hornblenda; 
Kfs – feldspato potássico; Opx – Ortopiroxênio; Pl – plagioclásio..............................................................37 
Figura 4.8 - Aspectos microestruturais do granulito máfico. (a - b) - Substituição pseudomórfica de 
ortopiroxênio por cummingtonita e substituição marginal do clinopiroxênio por hornblenda. LPP e LPX, 
Lâmina DS-11-41 (Ponto AM-41); (c) – Microestrutura núcleo-manto em plagioclásio. Lâmina DS-11-44 
(Ponto AM-44); (d) – Microestrutura núcleo-manto em quartzo. LPX, Lâmina K2C3 (Ponto K2); (e - f) – 
Grãos segmentados de clinopiroxênio e hornblenda, envoltos em matriz de grãos cominuídos. Destaque 
para o quartzo poligonal. LPP e LPX, Lâmina DS-11-44 (Ponto AM-44). Abreviações: Cpx – 
clinopiroxênio; Cum – cummingtonita; Grt – granada; Hbl – hornblenda; Opx – Ortopiroxênio; Pl - 
plagioclásio; Qz – quartzo; Scp – escapolita................................................................................................39 
Figura 4.9 - Aspectos petrográficos e microscópicos do granulito aluminoso. (a) Amostra de granulito 
aluminoso com leucossoma rico em granada (Ponto HMI-9). (b) Amostra de granulito aluminoso com 
bandamento composicional formado por opx + plg na base e grt + bt no topo da amostra. (Ponto K39). (c) 
Porfiroblasto de granada com inclusões de hercinita e biotita. LPP, Lâmina A7-32 (Ponto HMI-9); (d) 
Inclusões aciculares de sillimanita em granada. LPX, Lâmina DS-14-125 (Ponto MM-125); (e) Filme de 
plagioclásio envolvendo parcialmente a granada. LPX com lâmina de quartzo, Lâmina DS-14-125 (Ponto 
MM-125); (f) Porfiroblasto de granada com inclusões feldspáticas ameboides e que envolve parcialmente 
embaiamentos quarto-feldspáticos. LPX com lâmina de quartzo, Lâmina A7-32 (Ponto HMI-9). 
Abreviações: Bt – biotita; Grt – granada; Hc – hercinita; Kfs – feldspato potássico; Opx – ortopiroxênio; 
Pl - plagioclásio; Qz – quartzo; Sill – sillimanita.........................................................................................41 
Figura 4.10: Aspectos microestruturais do granulito aluminoso. (a-b) Granada com inclusão de 
plagioclásio que por sua vez contém inclusão de ortopiroxênio. LPP e LPX, Lâmina K39 (Ponto K39); (c) 
Granada porfiroblástica (Grt1) envolta por corona de granada simplectítica (Grt2), a qual também envolve 
ilmenita. LPP, Lâmina K39 (Ponto K39); (d) Kink bands e extinção ondulante em ortopiroxênio. LPX, 
Lâmina K39 (Ponto K39); (e) Plagioclásio porfiroclástico antipertítico. LPP, Lâmina K46A (Ponto K46); 
(e) Ribbon de quartzo com feições de deformação dúctil. LPX, Lâmina DS-14-125 (Ponto MM-125). 
Abreviações: Bt – biotita; Grt – granada; Ilm – ilmenita; Kfs – feldspato potássico; Opx – ortopiroxênio; 
Pl - plagioclásio; Qz – quartzo......................................................................................................................43 
Figura 5.1 - Classificação geral dos anfibólios segundo diagrama de Hawthorne (1983)..........................47 
Figura 5.2 - Classificação dos anfibólios cálcicos de granulitos máficos segundo diagrama de Leake et. al. 
(1997)............................................................................................................................................................47 
http://academic.research.microsoft.com/Author/18397624/frank-c-hawthorne
 
xvii 
 
Figura 5.3: Classificação dos anfibólios cálcicos de granulitos félsicos e máficos segundo diagramas de 
Leake et. al. (1997). (a) Análises por MSE. (b) Análises por MEV-EDS....................................................48 
Figura 5.4 - Classificação da biotita segundo diagrama de Deer et. al. (1992). (a) Análises por MSE. (b) 
Análises por MEV.........................................................................................................................................49 
Figura 5.5 - Diagrama binário XMg x Ti (íons por fórmula unitária) com as análises representativas de 
biotita............................................................................................................................................................49 
Figura 5.6 - Classificação dos feldspatos em diagrama ternário segundo os componentes Ortoclásio (Or) – 
Albita (Ab) – Anortita (An). (a) Análises por MSE. (b) Análises por MEV-
EDS...............................................................................................................................................................51 
Figura 5.7: Perfil composicional núcleo-borda em granada porfiroblástica do granulito aluminoso 
(Amostra DS-14-125B). À esquerda, imagem gerada por MEV com a localização das 
análises..........................................................................................................................................................54 
Figura 5.8 - Perfil composicional núcleo-borda em granada do granulito máfico (Amostra K26). À 
esquerda, imagem gerada por MEV com a localização das análises............................................................54 
Figura 5.9 - Classificação dos piroxênios em diagrama ternário segundo os componentes Wollastonia 
(Wo) – Enstatita (En) – Ferrossilita (Fs). (a) Análises por MSE. (b) Análises por MEV-
EDS...............................................................................................................................................................55 
Figura 5.10 - Imagens de elétrons retroespalhados obtidas por MEV. (a) Intercrescimento simplectítico 
entre granada (Grt) e magnetita (Mag). (b) Detalhe da magnetita................................................................56 
Figura 6.1 - (a) Intersecção de duas reações independentes e a elipse de incerteza para P-T. (b) Efeito da 
adição de uma terceira reação com grau de incerteza maior. Modificado de Powell & Holland (1994).....60 
Figura 6.2 - Representação gráfica do sistema termodinâmico do RCLC, composto de 4 fases (Grt-Opx-
Pl-Qtz) e 6 reações de equilíbrio, sendo três delas independentes (destacadas em negrito). (a) Condições 
P-T iniciais, estimadas pela geotermobarometria convencional (Intersecção A) e pela solubilidade de Al 
em Opx (Intersecção B). (b) Condição P-T final, obtida após a correção da troca tardia de Fe-Mg entre Grt 
e Opx (Intersecção C). As linhas em cinza representam as posições das reações antes do ajuste. 
Modificado de Pattison et al. (2003)................................... .........................................................................70 
Figura 6.3 - Diagrama P-T baseado nos resultados do método avPT. A área circunscrita pelas curvas 
plotadas corresponde às incertezas nos valores calculados..........................................................................75 
Figura 7.1 - Diagramas para classificação química dos granulitos. (a) TAS (Cox et al. 1979); (b) R1-R2 
(De la Roche et al. 1980); (c) AFM [(Na2O+K2O) – FeOt – MgO] (Irvine & Baragar 1971); (d) Índice dealuminosidade (Shand 1943).........................................................................................................................79 
Figura 7.2 - Diagramas para classificação química dos granulitos félsicos (Frost et al. 2001). (a) 
FeOtot/(FeOtot + MgO) vs. SiO2 com a delimitação entre o campo dos granitoides ferrosos e magnesianos; 
(b) Na2O + K2O + CaO vs. SiO2 com os campos composicionais das séries cálcica, cálcio-alcalina, álcali-
cálcica e alcálica. (Legenda na figura 7.1)...................................................................................................80 
Figura 7.3 - Diagramas discriminantes de ambientes tectônicos para os granulitos félsicos. (a) Y x Nb 
(Pearce et al. 1984) onde: WPG – granitos intraplaca, VAG+syn-COLG – granitos de arco vulcânico e 
granitos sin-colisionais, ORG – granitos de arco oceânico; (b) R1-R2 (Batchelor & Bowden 1985); (c - g) 
Categorização tectônica de Maniar & Piccoli (1989), onde: IAG - granitoides de arco de ilhas, CAG - 
granitoides de arco continental, CCG – granitoides de colisão continental, POG – granitoides pós-
orogênicos, RRG - granitoides associados à rifteamento, CEUG - granitoides de soerguimento 
epirogênico, OP – plagiogranitos oceânicos. Legenda na figura 7.1............................................................81 
 
xviii 
 
Figura 7.4 - Diagramas para classificação química dos granulitos máficos baseada em elementos traços. 
(a) Zr/TiO2 – Nb/Y (Winchester & Floyd 1977); (b) Zr/Ti – Nb/Y (Pearce 1996). OBS: Os teores de Nb 
abaixo do limite de detecção (LDD) foram substituídos por metade do LDD.............................................83 
Figura 7.5 – Diagramas discriminantes de ambientes tectônicos para os granulitos máficos. (a) Ti/Y x 
Zr/Y (Pearce & Gale 1977); (b) Ti-Zr-Y, onde: IAT - tholeiítos de arco de ilha, MORB - basaltos de 
dorsais meso-oceânicas, CAB - basaltos cálcio-alcalinos, WPB - basaltos intraplaca (Pearce & Cann 
1973); (c) Zr-Nb-Y onde: AI - Basaltos intraplaca alcalinos, AII - Basaltos intraplaca tholeiíticos, B - 
basaltos E-MORB – enriquecidos em elementos traços incompatíveis, C - tholeiítos intraplaca e basaltos 
de arcos vulcânicos, D - basaltos N-MORB – empobrecidos em elementos traços incompatíveis – e 
basaltos de arcos vulcânicos (Meschede 1986); (d) Ti x V ((Shervais 1982). OBS: Os teores de Nb abaixo 
do limite de detecção (LDD) foram substituídos por metade do LDD (Legenda na figura 7.1)..................84 
Figura 7.6 - Diagramas discriminantes para os granulitos aluminosos. (a) Classificação química segundo 
log(Fe2O3(t)/K2O) vs. log(SiO2/Al2O3) (Herron 1988); (b) Classificação tectônica segundo log(K2O/Na2O) 
vs. SiO2 (Roser & Korsch 1986)...................................................................................................................86 
Figura 8.1: Morfologias externas e estruturas internas típicas de zircões metamórficos de rochas de alto 
grau. (a) Morfologia ovoide com faces e arestas arredondadas (Hoskin & Schaltegger 2003); (b) 
Morfologia “soccer-ball” (Harley et al. 2007); (c) Sobrecrescimento metamórfico com zonamento por 
setor e padrão fir-tree (ft) (Vavra et al. 1996); (d) Sobrecrescimento magmático (melt-precipitated) com 
zonamento oscilatório e borda prismática (Silva 2006); (e) Sequência de estruturas comuns em zircão da 
fácies granulito: núcleo herdado (core), sobrecrescimento prismático com zonamento oscilatório 
(prismatic) e sobrecrescimento homogêneo com alta luminescência (isometric) (Vavra et al. 1999); (f) 
Zonamento convoluto em zircão parcialmente recristalizado (Hoskin & Schaltegger 2003); (g) Feições 
caóticas com estruturas de fluxo em grão intensamente recristalizado (Harley et al. 2007); (h) Frente de 
recristalização que migra da borda para o centro do grão e oblitera o zonamento oscilatório primário 
(Corfu et al. 2003); (i) Resquícios do zonamento oscilatório preservados após a recristalização 
transgressiva, o que resulta em domínios de idade mista (Hoskin & Black 2000).......................................92 
Figura 8.2 - Imagens de catodoluminescência (CL) de zircões representativos da amostra K11A. Os 
círculos indicam o local das análises (diâmetro do spot = 20µm). Também estão informados o número do 
spot, a idade 207Pb/206Pb (em Ma) e a porcentagem de discordância (Disc.)................................................94 
Figura 8.3 - Diagramas concórdia Wetherill e diagramas de variação (detalhe) das amostras do granulito 
félsico. (a) Idade de metamorfismo (Mean) e idade mínima de cristalização (Spot 105) da amostra K11A. 
(b) Idade de cristalização da amostra HMI-6C. (c) Reta discórdia cujos interceptos correspondem a idades 
de dois possíveis eventos metamórficos da amostra HMI-6C. (d) Detalhe do intercepto inferior com a 
idade interpretada como correspondente ao metamorfismo de fácies granulito da amostra HMI-6C..........95 
Figura 8.4 - Imagens de catodoluminescência (CL) de zircões representativos da amostra HMI-6C. Os 
círculos indicam o local das análises (diâmetro do spot = 20µm). Também estão informados o número do 
spot, a idade 207Pb/206Pb (em Ma) e a porcentagem de discordância (Disc.) ...............................................96 
Figura 8.5 - Imagens de catodoluminescência (CL) de zircões representativos da amostra HMI-9B. Os 
círculos indicam o local das análises (diâmetro do spot = 20µm). Também estão informados o número do 
spot, a idade 207Pb/206Pb (em Ma) e a porcentagem de discordância (Disc.)................................................98 
Figura 8.6 - Diagramas das análises U-Pb do granulito aluminoso (Amostra HMI-9B). (a) Curva de 
probabilidade relativa e histograma de frequência com as idades das diversas populações de zircões 
detríticos indicadas em cada pico de frequência. O pico definido em 2047 Ma corresponde às idades 
obtidas em domínios metamórficos. (b) Concórdia Wetherill e diagrama de variação (em detalhe) da 
média 207Pb/206Pb interpretada como a idade do metamorfismo de fácies granulito....................................99 
 
 
xix 
 
Lista de Tabelas 
 
Tabela 1.1 - Dados físicos de produção.......................................................................................................08 
Tabela 2.1 - Associações minerais diagnósticas da fácies granulito (Green & Ringwood 1967 in Yardley 
2004).............................................................................................................................................................11 
Tabela 3.1 - Comparativo entre as fases deformacionais e principais elementos estruturais descritos na 
área de estudo................................................................................................................................................22 
Tabela 5.1 - Sumário dos dados de química mineral obtidos para os litotipos de fácies 
granulito........................................................................................................................................................45 
Tabela 5.2 - Fórmula química média do espinélio por grão analisado........................................................50 
Tabela 5.3 - Composição química média da granada analisada por MSE...................................................52 
Tabela 5.4 - Composição química média da granada analisada por MEV-EDS.........................................53 
Tabela 6.1 - Estimativas de P obtidas com a geobarometria convencional no software GPT para a amostra 
K11A. Os códigos entre parênteses correspondem aos números das análises de MSE especificados no 
anexo III........................................................................................................................................................63 
Tabela 6.2 - Estimativas de T obtidas com a geotermometria convencional no software GPT para a 
amostra K11A...............................................................................................................................................63Tabela 6.3 - Estimativas P-T obtidas com o método avPT no THERMOCALC para a amostra K11A....64 
Tabela 6.4 - Estimativas de P obtidas com a geobarometria convencional no PTMAFIC para a amostra 
K2C3. Os códigos entre parênteses correspondem aos números das análises de MSE especificados no 
anexo III........................................................................................................................................................66 
Tabela 6.5 - Estimativas de T obtidas com a geotermometria convencional no PTMAFIC para a amostra 
K2C3.............................................................................................................................................................67 
Tabela 6.6 - Estimativas P-T obtidas com o método avPT no THERMOCALC para a amostra K2C3....68 
Tabela 6.7 - Estimativas P-T obtidas com o método de Pattison et al. (2003) no software RCLC para a 
associação granada + ortopiroxênio + biotita + plagioclásio + quartzo, das amostras HMI-9B e K39. Os 
códigos entre parênteses correspondem aos números das análises de MSE especificados no anexo III.....72 
Tabela 6.8 - Estimativas P-T obtidas com o método avPT no THERMOCALC para a amostra HMI9B..73 
Tabela 6.9 - Estimativas P-T obtidas com o método avPT no THERMOCALC para a amostra K39.......74 
Tabela 6.10 - Síntese das estimativas P-T obtidas no THERMOCALC para os litotipos de fácies granulito 
......................................................................................................................................................................75 
Tabela 8.1 - Séries de decaimento do sistema U-Th-Pb, simplificadas pelos isótopos radioativos iniciais e 
radiogênicos finais e suas respectivas meias-vidas e constantes de decaimento. Modificado de Geraldes 
(2010)............................................................................................................................................................92 
Tabela 9.1 – Sumário dos resultados dos resultados isotópicos U-Pb LA-ICPMS...................................107 
 
xx 
 
 
xxi 
 
Resumo 
 
O Granulito Pedra Dourada (GPD) consiste de uma associação de rochas metamórficas de fácies granulito 
que ocorre ao norte da cidade de Ponte Nova, região sudeste de Minas Gerais. Tal unidade aflora em 
corpos com área de até 45 km2, encaixados entre os ortognaisses do Complexo Mantiqueira e a sequência 
metavulcanossedimentar do Grupo Dom Silvério, ambos de fácies anfibolito. As três unidades estão 
inseridas na Faixa Araçuaí, que corresponde ao domínio externo do Orógeno Araçuaí. Motivado pela 
discrepância de grau metamórfico com os terrenos adjacentes, o presente trabalho teve como objetivos 
fundamentais compreender a gênese do GPD e elucidar o seu significado geotectônico no contexto do 
Orógeno Araçuaí. O GPD compreende rochas orto e paraderivadas. Os ortogranulitos são predominantes e 
incluem litotipos félsicos (biotita granulito e ortopiroxênio granulito) e subordinadamente granulitos 
máficos. Os paragranulitos são aluminosos e se caracterizam pela presença de minerais ricos em Al 
(granada, sillimanita, espinélio). O biotita granulito félsico é composto por feldspato potássico + 
plagioclásio + quartzo + biotita ± granada. O ortopiroxênio granulito félsico é constituído de plagioclásio 
+ feldspato potássico + quartzo + ortopiroxênio + biotita ± clinopiroxênio ± granada ± hornblenda. Os 
granulitos máficos são formados por plagioclásio + ortopiroxênio + clinopiroxênio + biotita ± hornblenda 
± quartzo ± granada. Os granulitos aluminosos são compostos de granada + plagioclásio + quartzo + 
biotita ± feldspato potássico ± ortopiroxênio, além de sillimanita e hercinita, que só ocorrem inclusos em 
granada poiquiloblástica. As estimativas P-T do metamorfismo granulítico obtidas no THERMOCALC 
com o método Average PT variam entre 797 – 725 °C e 7,1 - 6,5 kbar para o granulito félsico; 740 – 730 
°C e 9,5 – 9,0 kbar para o granulito máfico; 846 – 759 °C e 7,6 - 6,4 kbar para o granulito aluminoso. 
Dados geoquímicos mostram que os protólitos félsicos são granitos, dioritos e granodioritos, 
predominantemente peraluminosos e com assinaturas cálcio-alcalinas. São quimicamente semelhantes a 
granitóides de margem convergente. Os protólitos máficos são gabros e dioritos metaluminosos de caráter 
tholeiítico, composicionalmente correlacionáveis a basaltos de margem de placa. Os protólitos aluminosos 
são pelitos e grauvacas peraluminosos, análogos a sedimentos de margem convergente. Análises 
geocronológicas U-Pb via LA-ICP-MS revelaram que os granulitos félsicos apresentam pelo menos dois 
protólitos distintos. O mais antigo representa o registro de um evento magmático neoarqueano (ca. 2,7 
Ga), enquanto o mais recente corresponde a um magmatismo juvenil com idade paleoproterozóica (ca. 2,1 
Ga). O estudo de proveniência sedimentar do granulito aluminoso indicou a contribuição de diversas 
áreas-fonte, com picos de frequência entre o Paleoarqueano (ca. 3350 Ma) e o Riaciano (ca. 2268 Ma). A 
idade máxima de sedimentação foi interpretada em ca. 2,2 Ga, associada a bacias intra-arco riacianas. O 
metamorfismo de fácies granulito ocorreu em ca. 2,07 - 2,04 Ga e afetou as rochas juvenis, as bacias 
riacianas e as porções do embasamento arqueano. Esse evento tectono-termal é relacionado ao período 
colisional da Orogenia Transamazônica. A ocorrência de granada coronítica em todos os litotipos sugere 
uma trajetória de resfriamento aproximadamente isobárico (IBC-path) após o pico metamórfico. Sendo 
assim, os terrenos granulíticos requereram uma segunda orogenia que permitisse a sua exumação. No 
contexto geológico do GPD, esse evento pode ser atribuído à Orogenia Brasiliana. 
 
xxii 
 
 
xxiii 
 
Abstract 
 
The Pedra Dourada Granulite (PDG) corresponds to an association of granulite-facies metamorphic rocks 
which occurs north of the town of Ponte Nova, southeast of Minas Gerais, Brazil. It comprises bodies up 
to 45 km2 inserted into amphibolite-facies gneisses of the Mantiqueira Complex and the 
metavolcanosedimentary sequence of the Dom Silvério Group. The three units are inserted in the Araçuaí 
Belt, which corresponds to the external domain of the Araçuaí Orogen. Motivated by the discrepancy of 
metamorphic grade with the surrounding rocks, this monograph attempts to contribute to 
the understanding of the genesis and to elucidate the geotectonic significance of the PDG in the Araçuaí 
Orogen context. The unit comprises ortho and paraderived rocks. Rocks of igneous protholiths dominate 
and include felsic granulites (biotite-bearing and orthopyroxene-bearing granulites) and subordinate mafic 
granulites. Metasedimentary rocks are aluminous granulites characterized by Al-rich mineral assemblages 
(garnet, sillimanite, spinel). The biotite-bearing felsic granulite is compound of potassic feldspar + 
plagioclase + quartz + biotite ± garnet. The orthopyroxene-bearing felsic granulite presents plagioclase + 
potassic feldspar + quartz + orthopyroxene + biotite ± clinopyroxene ± garnet ± hornblende. Mafic 
granulites are composed of plagioclase + orthopyroxene + clinopyroxene + biotite ± hornblende ± quartz 
± garnet. Aluminous granulites contain garnet + plagioclase + quartz + biotite ± potassic feldspar ± 
orthopyroxene, besides sillimanite and hercynite, which only occur enclosed in poiquiloblastic garnet. P-T 
estimates obtained on THERMOCALC by the Average PT method are 797 – 725 °C and 7,1 – 6,5 kbar 
for the felsic granulite; 740 – 730 °C e 9,5 – 9,0 kbar for the mafic granulite; 846 – 759 °C e 7,6 – 6,4 kbar 
for the aluminous granulite. Geochemical data show that most of felsic protholiths are peraluminous rocks 
including granites, granodiorites and diorites of calc-alkaline character. They have chemical similarities 
with granitoids of convergent tectonic settings. Mafic protholiths are metaluminous rocks comprisinggabbros and subordinate diorites of tholeiitic affinity. They are compositionally similar to 
margin plate basalts. Aluminous protholiths may be peraluminous pelitic rocks and wackes, analogous to 
sediments from convergent tectonic environments. LA-ICP-MS U-Pb ages obtained from two samples of 
felsic granulites reveal at least two different protholiths. The oldest represents an Archean magmatic event 
(ca. 2,7 Ga), while the youngest is associated with juvenile Paleoproterozoic magmatism (ca. 2,1 Ga). 
Provenience studies of aluminous granulite indicate source areas varying from the Paleoarchean (ca. 3350 
Ma) to the Rhyacian (ca. 2268 Ma). The maximum sedimentation age constrained by ca. 2,2 Ga may be 
related to back-arc setting. The granulite facies metamorphism occurred at ca. 2,07 - 2,04 Ga and affected 
juvenile rocks, Archean basement and Rhyacian basins during the collisional phase of the Transamazonian 
Orogeny. The presence of coronitic garnet widespread in all lithotypes suggests that these rocks followed 
a near-isobaric cooling path (IBC-path) after the metamorphic peak. Thus, the exhumation of these 
terrains is probably associated with a second orogeny that could be attributed to the Brasiliano Orogeny. 
 
xxiv 
 
 
 
 
 
 
 
 
CAPÍTULO 1 
INTRODUÇÃO 
1.1. APRESENTAÇÃO 
As rochas de fácies granulito têm sido tema de um extenso número de estudos ao longo das 
últimas décadas. Essa atenção se deve ao fato desses litotipos representarem resquícios de raízes 
profundas da crosta e trazerem consigo informações importantes acerca da provável natureza e 
composição dessa porção crustal (Harley 1998; Winter 2001). Além disso, granulitos podem servir de 
fonte para um melhor entendimento dos processos tectônicos envolvidos na evolução de um orógeno 
(Harley 1989). 
O domínio externo do Orógeno Araçuaí (Pedrosa-Soares et al. 2007; Noce et al. 2007a; 
Alkmim et al. 2007), correlacionado à Faixa Araçuaí de Almeida (1977), é caracterizado por rochas de 
fácies xisto verde (a oeste) a anfibolito (a leste). Entretanto, na região sudeste de Minas Gerais, 
aproximadamente entre as cidades de Mariana e Abre Campo, são encontrados dois terrenos 
granulíticos encaixados nos gnaisses de fácies anfibolito do Complexo Mantiqueira (Jordt-Evangelista 
& Alkmim 1998). O Complexo Acaiaca, originalmente descrito por Jordt-Evangelista (1984, 1985), é 
o mais ocidental e ocorre nos arredores do município homônimo. O outro terreno corresponde ao 
Granulito Pedra Dourada inicialmente denominado por Brandalise (1991) como Granulito Córrego 
Pedra Dourada. Essa unidade está situada a leste da sequência metavulcanossedimentar do Grupo Dom 
Silvério, na região dos municípios de Dom Silvério e Rio Doce (Peres 2000). Como as relações de 
contato entre os granulitos e os gnaisses de fácies anfibolito não são bem definidas, o estudo 
petrogenético desses terrenos granulíticos contribuirá para o entendimento da gênese dos mesmos e do 
seu significado geotectônico em relação à Faixa Araçuaí. 
O Complexo Acaiaca tem sido bastante investigado do ponto vista de petrogenético (Jordt-
Evangelista 1984, 1985; Jordt-Evangelista & Muller 1986a; Jordt-Evangelista & Muller 1986b; 
Teixeira et al. 1987; Medeiros Júnior 2009; Medeiros Júnior & Jordt-Evangelista 2010). Segundo 
esses autores, a justaposição das rochas de fácies granulito dessa unidade com os gnaisses de fácies 
anfibolito do Complexo Mantiqueira é explicada por uma tectônica de blocos ao longo de zonas de 
cisalhamento, que permitiu a exumação de níveis crustais mais profundos. Com relação ao Granulito 
Pedra Dourada, não existem proposições acerca dos processos responsáveis por sua geração e 
posterior exposição. Dessa forma, o presente trabalho visa investigar a distribuição espacial, os 
litotipos constituintes e a gênese da unidade em questão. Com base nessas informações, será verificado 
se existe uma relação entre a história evolutiva do Complexo Acaiaca e do Granulito Pedra Dourada, 
averiguando se esses terrenos granulíticos apresentam origens semelhantes ou se foram gerados por 
processos geológicos distintos. 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 2 
1.2. OBJETIVOS 
O principal objetivo desta pesquisa é compreender a gênese do Granulito Pedra Dourada 
(GPD). Para isso foi realizada a identificação dos diferentes litotipos de fácies granulito, sua 
distribuição espacial e suas relações de contato com as unidades adjacentes, como os gnaisses do 
Complexo Mantiqueira e a sequência metavulcanossedimentar do Grupo Dom Silvério. 
Em seguida, foram desenvolvidos estudos petrogenéticos, geotermobarométricos e 
geocronológicos que possibilitaram a classificação dos litotipos, a estimativa das condições de pressão 
e temperatura em que foram gerados, a interpretação do protólito dos metamorfitos, sua idade e o seu 
significado geotectônico. Por meio do entendimento da gênese do GPD e da comparação entre as 
histórias evolutivas das unidades granulíticas descritas no Complexo Mantiqueira (e.g. Complexo 
Acaiaca), espera-se contribuir para a melhor compreensão do arcabouço geotectônico regional do 
Orógeno Araçuaí. 
 
1.3. LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO 
A área de estudo está situada na região sudeste de Minas Gerais e abrange parte dos 
municípios de Sem Peixe, Rio Doce, Santa Cruz do Escalvado e Dom Silvério. Está inserida na folha 
topográfica Dom Silvério (SF.23-X-B-II-1) do IBGE (1979) em escala 1:50.000 (Fig. 1.1). O acesso a 
partir de Ouro Preto é feito pela rodovia MG-262 até a cidade de Ponte Nova, de onde se segue pelas 
rodovias BR-120 e em seguida pela MG-123 até Dom Silvério. Esse percurso totaliza 120 km. O 
acesso a partir de Belo Horizonte é feito pela rodovia BR-381(Fernão Dias) até a confluência dessa 
com a rodovia MG-123, nas proximidades do município de João Monlevade, a partir da qual se segue 
até Dom Silvério. A distância percorrida nesse trajeto é de 170 km. 
 
1.4. MATERIAIS E MÉTODOS 
1.4.1. Levantamento cartográfico e bibliográfico 
Esta etapa compreendeu a seleção do material cartográfico disponível para a região e a 
compilação dos principais trabalhos de cunho geológico com enfoque na área de estudo, 
principalmente daqueles que abordam a ocorrência de rochas de fácies granulito (e.g. Granulito Pedra 
Dourada (GPD) e Complexo Acaiaca). Adicionalmente, foi realizada uma pesquisa sobre rochas de 
fácies granulito, suas condições metamórficas de formação, variedade litológica, paragêneses 
diagnósticas e significado geotectônico. 
 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 3 
 
Figura 1.1 - Mapa de localização e vias de acesso da área de estudo (Ministério dos transportes 2010). 
 
 
1.4.2. Trabalhos de campo 
Os trabalhos de campo foram executados em duas etapas. A primeira visou o reconhecimento 
da área de estudo e dos litotipos de fácies granulito e foi realizada no dia 26 de novembro de 2010. A 
segunda consistiu no levantamento litológico/estrutural das rochas de alto grau correlacionáveis ao 
GPD e foi realizada entre os dias 20 e 25 de abril de 2011. 
Nessa fase foi verificada a distribuição espacial e as relações de contato dos granulitos com as 
rochas encaixantes. Nos pontos visitados foramfeitas, sempre que possível, a descrição petrográfica 
dos afloramentos, as medidas dos elementos estruturais e a coleta de amostras das litologias chave. Ao 
todo foram visitadas 72 estações geológicas (Fig. 1.2), cujas coordenadas UTM estão relacionadas no 
anexo I. 
 
1.4.3. Trabalhos de laboratório 
Descrição petrográfica e microestrutural 
A caracterização petrográfica do GPD foi baseada na descrição de 102 lâminas delgadas. 
Desse total, 62 foram confeccionadas durante a execução deste trabalho, 32 provém do trabalho de 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 4 
Jordt-Evangelista (1996) e atualmente compõem o acervo da UFOP e oito provém dos trabalhos de 
Alcântara & Machado (2010) e Melo & Maia (2010), que fazem parte do Trabalho Geológico 
2010/1orientado pelo Prof. Dr. André Danderfer Filho e intitulado Subprojeto Dom Silvério. 
A localização dos pontos referentes às lâminas descritas está apresentada na figura 1.2 e suas 
coordenadas UTM estão relacionadas no anexo I. Nessa figura também estão apresentados os 
afloramentos visitados por outros trabalhos que auxiliaram na delimitação dos corpos granulíticos 
(Jordt-Evangelista 1992, 1996; Alcântara & Machado 2010; Melo & Maia 2010). 
As lâminas foram descritas via microscópio ótico de luz polarizada transmitida do Laboratório 
de Microscopia da UFOP. O estudo petrográfico visou à descrição mineralógica dos litotipos, além de 
inferências sobre as suas condições metamórficas. A descrição microestrutural buscou adicionar 
informações complementares acerca dos processos de deformação a que essas rochas foram 
submetidas. A análise modal das lâminas delgadas do GPD está apresentada no anexo II. 
 
 MEV/EDS e microssonda eletrônica 
Para as análises de química mineral foram selecionadas oito lâminas delgadas correspondentes 
aos litotipos representativos do GPD. Em quatro lâminas foram realizadas analisadas quantitativas e 
nas outras quatro análises semiquantitativas. Antes de serem analisadas essas lâminas foram polidas e 
metalizadas por carbono. 
As análises quantitativas foram realizadas no Laboratório de Microanálises do Departamento 
de Física da UFMG. Foi utilizada a microssonda eletrônica JEOL, modelo JXA-8900RL, que operou 
com 15 kV de tensão de aceleração e 20nA de corrente. 
As análises semiquantitativas foram realizadas no Laboratório de Microscopia e Microanálise 
(MICROLAB) do Departamento de Geologia da UFOP (DEGEO-UFOP). Foi utilizado o microscópio 
eletrônico de varredura (MEV) da marca JEOL, modelo JSM-5510 equipado com espectrômetro de 
dispersão de energia (EDS). O aparelho operou com tensão de aceleração de 20kV. 
Os resultados fornecidos pelas duas técnicas foram aplicados no estudo da variação 
composicional de minerais e no cálculo de fórmulas unitárias. Para o cálculo das fórmulas unitárias e a 
produção dos diagramas de classificação mineralógica foi utilizado o software Minpet 2.02 (Richard 
1995). As análises quantitativas também foram usadas nos cálculos geotermobarométricos. Os dados 
de química mineral obtidos com ambas as técnicas estão apresentados no anexo III. 
 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 5 
 
Figura 1.2 - Mapa de distribuição dos afloramentos estudados. A legenda das siglas e as coordenadas UTM 
estão listadas no anexo I. 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 6 
Geoquímica 
A preparação das amostras para as análises químicas de rocha total foi realizada no 
Laboratório de Preparação de Amostras para Geocronologia (LOPAG) do DEGEO-UFOP, de acordo 
com os processos convencionais de britagem e moagem (moinho com panela de carbeto de 
tungstênio). Nesta etapa foram cominuídas 20 amostras, às quais foram acrescentadas 17 amostras 
provenientes do trabalho de Jordt-Evangelista (1996) e encaminhadas ao Laboratório de Geoquímica 
Ambiental (LGqA) do DEGEO-UFOP para a análise de elementos maiores, menores e traços no 
Espectrômetro de Emissão Óptica com Plasma Indutivamente Acoplado (ICP-OES) da marca Spectro 
modelo Ciros CCD. 
A digestão química das amostras seguiu os protocolos internos do LGqA e envolve a 
dissolução nos ácidos HCl, HNO3 e HF, acompanhada de longas etapas de aquecimento sob altas 
temperaturas. Esses procedimentos resultam na perda da sílica por evaporação, o que torna necessário 
que a concentração de SiO2 seja estimada a partir dos resultados dos outros óxidos. Para isso, 
considera-se um total de 100%, do qual são subtraídos o somatório das poncentagens dos óxidos 
principais e a perda por calcinação. Os resultados fornecidos por esse método e os limites de detecção 
do equipamento estão apresentados no anexo IV. 
A partir dos resultados obtidos no LGqA, foram selecionadas 20 amostras para serem enviadas 
ao Laboratório AcmeLabs (Canadá), onde foram analisados os elementos maiores, menores e traços 
via ICP-ES (Inductively Coupled Plasma - Emission Spectroscopy). A digestão química das amostras 
foi obtida por meio da fusão com metaborato/tetraborato de lítio (LiBO4), seguida da diluição com 
HNO3. Os resultados dessas análises foram utilizados nos diagramas classificatórios mostrados no 
capítulo 7 (Geoquímica) e estão apresentados no anexo V. Os diagramas foram produzidos no 
software GCDkit® versão 3.00 (Janoušek et al. 1996) e tratados no CorelDRAW X5. 
 
Geocronologia 
A preparação das amostras para as análises geocronológicas foi realizada no LOPAG-
DEGEO-UFOP. Aproximadamente 10 kg de cada uma das três amostras de interesse foram 
processados segundo os procedimentos convencionais de britagem, moagem (moinho de disco) e 
concentração por bateia em frações de 60 a 100 mesh. Os minerais magnéticos foram separados do 
concentrado de minerais pesados utilizando-se um imã de mão “terras raras”. Em seguida foi feita a 
catação manual dos cristais de zircão com o auxílio de uma lupa binocular. A seleção priorizou os 
grãos límpidos e incolores, evitando aqueles que apresentavam fraturas ou inclusões. 
Aproximadamente 100 cristais de zircão foram selecionados para cada amostra e montados em 
uma pastilha padrão de resina epóxi de 2,5 cm de diâmetro. Esses grãos receberam polimento e foram 
 Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 7 
encaminhados ao Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo (IGc-USP), onde foram 
produzidas as imagens de catodoluminescência (CL) e de elétrons secundários (Secondary electrons – 
SE). Essas imagens foram usadas durante as análises U-Pb para auxiliar na escolha do ponto a ser 
datado, pois evidenciam as feições internas (CL - e.g. padrões de zonamento, sobrecrescimento 
metamórfico) e superficiais (SE) dos grãos. 
A técnica empregada para a datação U-Pb em zircão foi a LA-ICP-MS (Laser Ablation 
Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometer). O equipamento utilizado foi o Laser Ablation 
System LSX-213 G2+, acoplado ao Espectrômetro de Massa com Plasma Indutivamente Acoplado 
Thermo-Finnigan Element 2, do Laboratório de Geocronologia da UFOP. O diâmetro de furo foi de 
20µm e o tempo de ablação de 30 segundos. O material pulverizado é carreado até o ionizador de 
plasma por uma mistura dos gases He e Ar. 
A fim de se minimizar eventuais erros de massa e de fracionamento de elementos, bem como 
aumentar a acurácia do sistema, a cada 20 análises nos zircões das amostras foram realizadas análises 
em zircões de referência internacional (três furos no padrão primário e dois furos no secundário). 
Como padrão primário foi utilizado o zircão GJ-1, proveniente do pegmatito Leste Africano (Jackson 
et al. 2004), com idade U-Pb TIMS de 608 ± 1 Ma. O padrão secundário foi o zircão Plesovice, 
proveniente de um granulito potássico da pedreira de Plesovice - República Tcheca (Janousek et al. 
2007), com idade U-Pb de 338 ± 1 Ma. Para o cálculo das razões isotópicas relevantes (207Pb/206Pb, 
208Pb/232Th,206Pb/238U and207Pb/235U),foi utilizado o Glitter (Van Achterbergh et al. 2001), programa de 
redução de dados para a microssonda de ablação a laser desenvolvido pela GEMOC (ARC National 
Key Centre for Geochemical Evolution and Metallogeny of Continents). Os diversos diagramas U-Pb 
apresentados no capítulo 8 foram produzidos no software Isoplot 4 (Ludwig 2012). 
 
1.4.4. Geotermobarometria 
Os cálculos geotermobarométricos foram realizados com base nos resultados de química 
mineral obtidos com a microssonda eletrônica. O objetivo desse estudo é estimar as condições de 
pressão e temperatura atingidas durante o metamorfismo que originou o Granulito Pedra Dourada. 
Além disso, visa-se obter a variação das condições metamórficas durante o crescimento de minerais 
zonados e suas inclusões, para assim tentar estabelecer a trajetória P-T-t da unidade em questão. 
O estudo foi desenvolvido com o uso dos softwares GPT (Reche & Martinez 1996) para os 
granulitos félsicos, PTMAFIC (Soto & Soto 1995) para os granulitos máficos, RCLC (Pattison et al. 
2003) para os granulitos aluminosos e THERMOCALC 3.26 (Powell & Holland 1988; Holland & 
Poweel 1998) aplicado para os três litotipos. O THERMOCALC se diferencia dos outros programas 
por conter um banco de dados termodinâmicos internamente consistente, que assegura maior 
confiabilidade aos resultados obtidos. 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 8 
1.4.5. Compilação dos dados e elaboração da dissertação 
Os resultados obtidos com os estudos petrográficos, de química mineral, 
geotermobarométricos, geoquímicos e geocronológicos estão apresentados e interpretados nos 
capítulos seguintes desta dissertação. Para a elaboração dos mapas e o tratamento de figuras foram 
usados os softwares Arcgis 10 e Corel Draw X5, respectivamente. Na tabela 1.1 estão sumarizados os 
dados físicos produzidos ao longo desta pesquisa. 
 
Tabela 1.1 - Dados físicos de produção 
Dias de campo 7 
Número total de pontos descritos 72 
Número de amostras catalogadas e arquivadas 65 
Número de lâminas delgadas descritas 102 
Número de lâminas delgadas confeccionadas neste trabalho 62 
Número de análises por MEV 223 
Número de análises por microssonda eletrônica 93 
Número de análises por ICP-OES (LGqA) 37 
Número de análises por ICP-ES (Acme) 20 
Número de spots datados por LA-ICP-MS 282 
 
 
 
 
CAPÍTULO 2 
GRANULITOS – UMA BREVE REVISÃO 
2.1. TERMINOLOGIA 
O termo granulito, derivado do latim granulum, foi introduzido por Weiss (1803 in Moraes et 
al. 2004) para designar uma rocha granular de composição quartzo-feldspática, dos maciços da 
Saxônia e Boemia, na Europa Central. Posteriormente, a utilização do termo se estendeu para rochas 
de alto grau de granulação fina, da Europa Central e de outras partes do mundo. Com a introdução do 
princípio de fácies metamórfica por Eskola (1921 in Coutinho et al. 2007), o termo foi proposto para 
todas as rochas metamorfizadas na fácies granulito, incluindo aquelas de composição intermediária e 
básica. O mesmo autor vinculou as condições da fácies granulito à ocorrência do piroxênio (Eskola 
1939, 1952 in Moraes 2013). 
A escolha do termo granulito para nomear a fácies de alta temperatura rendeu longas 
discussões durante as décadas de 1960 e 1970, uma vez que até então as fácies metamórficas eram 
denominadas de acordo com o tipo metamórfico de protólito máfico (e.g. xisto verde, anfibolito), 
enquanto o nome granulito havia sido originalmente atribuído a uma rocha félsica. A fim de se evitar a 
ambiguidade entre a fácies e a rocha homônima, muitos autores propuseram nomes distintos para 
designar rochas com associações minerais diagnósticas da fácies granulito (e.g. granolito por Winkler 
1979; granofels por Best 2003). 
Na década de 1980, os termos granulito máfico e granulito félsico foram empregados por 
Harley (1985) para designar granulitos de composição básica e quartzo-feldspática, respectivamente. 
Esta nomenclatura é atualmente adotada pela IUGS (International Union of Geological Sciences), por 
meio da SCMR (Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks), a qual recomenda que os 
granulitos devam ser nomeados basicamente de acordo com sua composição mineral e características 
macroscópicas, evitando sempre que possível qualquer conotação genética. A subcomissão define que: 
“Granulito é uma rocha de alto grau metamórfico, na qual silicatos de Fe-Mg são 
dominantemente anidros. A presença de feldspato e a ausência de moscovita primária são críticas; 
cordierita pode estar presente. A composição mineral é indicada pela utilização dos componentes 
principais como prefixos. As rochas com mais de 30% de minerais máficos (dominantemente 
piroxênio) são chamadas granulitos máficos; aquelas com menos de 30% de minerais máficos 
(dominantemente piroxênio) são chamadas granulitos félsicos. O termo não deve ser aplicado a rochas 
ultramáficas, calciossilicáticas, mármores, quartzitos ou formações ferríferas” (Coutinho et al. 2007). 
Na presente dissertação, os litotipos de fácies granulito foram classificados de acordo com essa 
recomendação. 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 10 
2.2. CARACTERÍSTICAS GERAIS 
As rochas de fácies granulito são típicas de terrenos pré-cambrianos, embora já tenham sido 
descritas diversas ocorrências mais recentes. Harley (1989) lista uma série de ocorrências granulíticas 
que datam desde o Mesoarqueano (3500-3000 Ma) até o Terciário (85-38 Ma). Segundo esse autor, o 
metamorfismo de fácies granulito está associado à maioria, senão a todos os episódios de formação e 
retrabalhamento da crosta continental. 
Os granulitos podem ocorrer em grande escala, como cinturões regionais pré-cambrianos de 
centenas a milhares de quilômetros de extensão (mobile belts ou high grade terrains); como 
fragmentos expostos em cadeias de montanhas jovens ou como xenólitos carregados por magmas 
basálticos e kimberlíticos (Harley 1989). Os terrenos granulíticos são frequentemente limitados por 
discordâncias ou falhas, sendo raras as evidências do metamorfismo progressivo de anfibolitos para 
granulitos. Na maioria dos casos em que rochas de fácies anfibolito ocorrem com rochas de fácies 
granulito, os anfibólios são de origem retrometamórfica (Best 2003; Yardley 2004). 
A maioria dos terrenos granulíticos é constituída por mais de um litotipo de alto grau, que 
podem incluir rochas ortoderivadas máficas e félsicas, além de rochas paraderivadas de precursores 
pelíticos, areníticos e calcáreos. Nesses terrenos é mais comum a predominância dos ortogranulitos 
sobre os paragranulitos (Harley 1989). 
As paragêneses minerais de fácies granulito se equilibram em um amplo intervalo de pressão e 
temperatura. A maioria dos granulitos se forma entre 700-850 °C, mas muitos terrenos registram 
temperaturas de formação muito altas de até 1050 °C. As pressões variam entre 5 e 15 kbar para 
profundidades entre 20-45 km (Harley 1989; Best 2003; Yardley 2004). Entretanto, trabalhos 
baseados em geotermobarômetros internamente consistentes sugerem que o limite inferior da fácies 
granulito esteja subestimado em aproximadamente 100 °C (Pattison et al. 2003). 
As paragêneses diagnósticas da fácies granulito variam de acordo com a composição do 
protólito. Em rochas quartzo-feldspáticas, a passagem da fácies anfibolito para a fácies granulito é 
marcada pela formação de ortopiroxênio e feldspato alcalino em detrimento da biotita (Best 2003). Em 
rochas máficas, esse limite é definido pela formação dos piroxênios às expensas da hornblenda e se dá 
pelas seguintes reações (Bucker & Frey 1994): 
Hornblenda + quartzo = ortopiroxênio + clinopiroxênio + plagioclásio + H2O (pressão < 5-7 kbar) 
Hornblenda + quartzo = plagioclásio + clinopiroxênio + granada + H2O (pressão > 5-7 kbar) 
Nos metapelitos, a transição entre as duas fácies é marcada pelo desaparecimento da 
moscovita,que pode ocorrer a partir das seguintes reações (Winkler 1979): 
Moscovita + quartzo = ortoclásio + sillimanita + H2O (em pressão H2O < 3 kbar) 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
11 
 
Albita + Moscovita + quartzo + H2O = fusão + sillimanita/cianita (pressão H2O > 3 kbar) 
Há ainda uma série de diferenças entre as paragêneses de fácies granulito que são atribuídas a 
variações de pressão. Em razão disso, Green & Ringwood (1967 in Yardley 2004) propuseram a 
divisão dessa fácies em baixa, média e alta pressão (Tab. 2.1). Sob altas pressões, os metabasitos de 
fácies granulito distinguem-se dos eclogitos por conterem plagioclásio (Yardley 2004). 
 
Tabela 2.1 - Associações minerais diagnósticas da fácies granulito (Green & Ringwood 1967 in Yardley 2004). 
Pressão (P) Rochas metabásicas Rochas metapelíticas 
Baixa P 
Ortopiroxênio + Clinopiroxênio + Plagioclásio ± Olivina 
± Hornblenda 
Cordierita ± Granada ± Hiperstênio 
Média P 
Granada + Clinopiroxênio + Ortopiroxênio + Plagioclásio 
± Hornblenda 
Cordierita + Granada + K-Feldspato 
+ Sillimanita 
Alta P 
Granada + Clinopiroxênio + Quartzo + Plagioclásio 
± Hornblenda 
Cianita + K-Feldspato 
Hiperstênio, Safirina + Quartzo 
 
A estabilidade das paragêneses de fácies granulito depende também de uma baixa atividade de 
água (aH2O). Os possíveis fatores de redução da aH2O incluem: a perda de H2O durante as reações de 
desidratação; a extração de fusões parciais hidratadas; a infiltração de fluidos ricos em CO2, diluindo a 
concentração de H2O e a escassez de H2O nos protólitos (Best 2003; Yardley 2004). 
Desde 1973, a gênese de granulitos vem sendo associada a processos anatéticos (e.g. Fyfe 
1973; Powell 1983; Moraes et al. 2002; White & Powell 2002, 2010). Nesse contexto, os granulitos 
correspondem ao resíduo sólido ou peritético e o fundido representa o leucossoma. Esse é composto 
por mobilizados quartzo-feldspáticos, além de cristais reliquiares e resíduos peritéticos anidros. A 
segregação e remoção do fundido é responsável pela preservação das paragêneses anidras e refratárias 
que caracterizam a fácies (White & Powell 2002). Desse modo, os granulitos diferenciam-se dos 
migmatitos típicos por serem constituídos apenas de neossoma (resíduo + leucossoma), ou seja, não 
exibem a tríade clássica (paleossoma + leucossoma + melanossoma) (Moraes 2013). 
 
2.3. GEOTERMOBAROMETRIA DE GRANULITOS 
A geotermometria e a geobarometria são técnicas aplicadas para se determinar as condições de 
temperatura (T) e pressão (P) sob as quais uma determinada paragênese mineral foi formada (Spear 
1992). Os geotermobarômetros são calibrados por meio da investigação experimental direta, 
metodologia conhecida como geotermobarometria convencional, ou derivam de um banco de dados 
termodinâmicos internamente consistente. 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 12 
Os granulitos são particularmente favoráveis aos estudos geotermobarométricos por 
comumente conterem piroxênios e granadas, minerais para os quais existe um extenso número de 
estudos experimentais para a aplicação como geotermobarômetros (Harley 1989). Entretanto, a 
estimativa das condições P-T do pico termal está sujeita a uma incerteza considerável, sobretudo em 
razão dos efeitos da difusão intracristalina. Este processo é fortemente dependente da temperatura e 
pode alterar severamente a composição dos minerais usados na geotermobarometria (Spear & Florence 
1992). 
Por outro lado, Harley (1989) destaca que algumas reações e associações minerais 
características da fácies granulito podem fornecer informações importantes sobre as condições P-T, 
independentemente dos resultados da geotermobarometria. Como exemplo, o autor cita as associações 
safirina-quartzo (±ortopiroxênio, granada) e espinélio-quartzo (±cordierita, ortopiroxênio ou 
sillimanita) que implicam em metamorfismo de temperatura muito alta (1000-1050 °C) para pressões 
típicas de 6-10 kbar. 
Atualmente, a maioria dos estudos geotermobarométricos de granulitos é baseada em métodos 
robustos, como a geotermobarometria otimizada (Powell & Holland 1994) e as pseudosseções. As 
condições P-T são calculadas a partir de bancos de dados termodinâmicos internamente consistentes, 
armazenados em softwares como o THERMOCALC (Powell & Holland 1988) e o Perplex (Connolly 
1990). 
 
2.4. TRAJETÓRIAS P-T-t DE GRANULITOS 
Uma trajetória P-T-t é definida como a sequência de condições de pressão e temperatura 
experimentadas por uma rocha ao longo do tempo. Para a determinação segura dessas trajetórias é 
necessária a aplicação de diversos métodos como a geotermobarometria, estudos de equilíbrio de fases 
e das grades petrogenéticas e a geocronologia (Spear 1992; Best 2003). 
As trajetórias P-T-t definidas para os terrenos granulíticos são especialmente importantes 
porque fornecem informações singulares sobre a evolução tectônica e termal da crosta inferior (Spear 
1992). Segundo Harley (1989), uma diversidade significativa de trajetórias P-T-t é preservada em 
terrenos granulíticos. No entanto, o autor explica que a interpretação dessas trajetórias não é simples 
devido às altas taxas de difusão que prejudicam a preservação do pico metamórfico e do segmento 
ascendente da trajetória. Por essa razão, muitas vezes é necessário inferir os processos tectônicos 
envolvidos na gênese dos granulitos baseado apenas no segmento pós-pico metamórfico. 
Com base em estudos geotermobarométricos e da evolução das associações minerais e suas 
relações texturais, Harley (1989) definiu para os terrenos granulíticos dois tipos principais de 
trajetórias P-T-t, subsequentes ao pico termal: a trajetória de descompressão aproximadamente 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
13 
 
isotermal (ITD – Near-Isothermal Decompression) e a trajetória de resfriamento aproximadamente 
isobárico (IBC – Near-Isobaric Cooling). Alguns terrenos granulíticos apresentam as duas trajetórias 
preservadas em sequencia, o que sugere a sobreposição de dois eventos geológicos. 
A distinção entre as trajetórias ITD e IBC é importante porque cada uma delas implica em 
diferentes cenários tectônicos para a origem dos granulitos (Spear 1992). A seguir são sumarizadas as 
texturas de reação e os ambientes de formação relacionados por Harley (1989) a cada uma dessas 
trajetórias. 
. 
2.4.1. Trajetórias IBC – Near-Isobaric Cooling 
As trajetórias IBC são registradas em granulitos formados em níveis medianos (4-7 kbar) a 
profundos (7-10 kbar) da crosta, sob condições de temperatura que variam de 750 °C a >900 °C. O 
resfriamento isobárico usualmente envolve alguma queda de pressão com gradientes dP/dT típicos de 
0,3-0,5 kbar/100 °C. Nesses granulitos a cianita pode se desenvolver como uma fase tardia quando são 
atingidas pressões superiores a 6 kbar (Harley 1989). 
Em granulitos máficos com quartzo, as trajetórias IBC são caracterizadas por texturas 
coroníticas definidas por granada secundária em torno de granada primária ou ao longo do contato 
plagioclásio – piroxênio. Também são comuns as coronas de clinopiroxênio em torno de ortopiroxênio 
e exsoluções de granada, ortopiroxênio e ilmenita em clinopiroxênio. Em granulitos félsicos e 
aluminosos, além das texturas coroníticas de granada secundária descritas para o granulito máfico, 
ocorrem também diversas coronas e intercrescimentos contendo safirina, espinélio cordierita, 
sillimanita, granada e ortopiroxênio (Harley 1989). 
As trajetórias IBC podem ser resultantes de diversos processos relacionados à produção ou 
retenção de anomalias térmicas em crostas com 25-40 km de espessura. Os granulitos com trajetórias 
IBC anti-horárias são interpretados como provenientes de crosta continental com volumosa acreção 
magmática. Os granulitos IBC de níveis rasos (<5 kbar) podem ter sido formados durante a distensão 
de crosta com espessura normalacompanhada de acreção magmática, o que pode ocorrer em arco 
continental ou back-arc, rifts intraplaca ou ao longo de margens continentais extensionais. Já os 
granulitos IBC de níveis crustais profundos podem ter sido gerados em crosta previamente espessada 
por colisão e, em seguida, submetida a uma distensão muito rápida (5mm/ano). Trajetórias IBC 
também podem resultar do relaxamento termal propiciado pela erosão, sem invocar nenhum 
mecanismo tectônico especial (Harley 1989). 
 
 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 14 
2.4.2. Trajetórias ITD – Near-Isothermal Decompression 
As trajetórias ITD são caracterizadas por resfriamentos de 50 a 100 °C concomitantes com 
descompressões de 2 a 10 kbar com gradientes dP/dT entre 2,4-3 kbar/100 °C. Essas trajetórias 
comumente são registradas em granulitos metamorfizados entre 700-850 °C e 6–9 kbar, mas também 
podem estar associadas a granulitos formados na base de crosta espessada (> 15 kbar) (Harley 1989). 
As texturas de reação relacionadas à trajetória ITD, ao contrário do que ocorre para a trajetória 
IBC, resultam na remoção da granada das associações de alta-P. Em granulitos máficos, a 
descompressão isotermal envolve a formação de simplectitas ou franjas de ortopiroxênio e 
plagioclásio em detrimento da granada. Em granulitos félsicos e aluminosos, dentre as diversas 
texturas de reação possíveis, destaca-se como diagnóstica o intercrescimento simplectítico de 
cordierita e ortopiroxênio que constituem pseudomorfos da granada (Harley 1989). 
Outra feição consistente com trajetórias ITD de granulitos pelíticos e máficos é a existência de 
fundido ou evidências de extração e perda de fundido ao longo da história metamórfica (e.g. depleção 
de elementos LILE, composição química de restitos). No metamorfismo sob condições anidras, 
conforme prevalece na maioria dos terrenos granulíticos, fundidos insaturados em água são produzidos 
durante a descompressão por meio de reações de fusão que envolvem as fases hidratadas (e.g. biotita 
em metapelitos; anfibólio em metamáficas) (Harley 1989). 
Os granulitos com trajetórias ITD são formados nos estágios finais da evolução termal de 
crosta continental espessada por colisão. Nesse cenário, a adição de magmas derivados do manto 
representa uma importante fonte extra de calor. Posteriormente, essa crosta foi afinada por denudação 
erosiva ou tectônica. A última é considerada o processo dominante e pode resultar de um 
adelgaçamento dúctil ou de uma extensão relacionada à falhamento normal. As taxas de 
adelgaçamento associadas a essa trajetória são rápidas e variam de 1-2 mm/ano (Harley 1989; Spear 
1992). 
É provável que muitos granulitos com trajetórias IBC e ITD não foram expostos na superfície 
da Terra durante o ciclo orogênico que os produziram, mas residem na crosta média e inferior por 
longos períodos de tempo (100 – 2000Ma). A eventual exumação desses terrenos granulíticos 
depende da sua incorporação em eventos tectônicos e magmáticos tardios que não estiveram 
relacionados à sua formação (Ellis 1987; Harley 1989). 
 
CAPÍTULO 3 
CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL 
3.1. CONTEXTO GEOTECTÔNICO 
A área de estudo está situada na porção sudeste da Faixa Araçuaí que, tal como definida por 
Almeida (1977), corresponde a um cinturão de dobramentos e empurrões brasilianos que limita as 
bordas sul e sudeste do Cráton do São Francisco. À luz dos conhecimentos atuais, essa faixa é 
entendida como parte do domínio externo do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental (Alkmim et al. 
2007). 
O Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental integra o sistema orogênico brasiliano-panafricano do 
paleocontinente Gondwana Ocidental. Abrange a Faixa Oeste-Congolesa, na África, e o Orógeno 
Araçuaí no Brasil (Alkmim et al. 2007). O Orógeno Araçuaí, por sua vez, corresponde à região entre o 
Cráton do São Francisco e a margem continental brasileira, compreendida entre os paralelos 15° e 
21°S. A Sul, é contíguo ao Orógeno Ribeira (Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos 2000) (Fig. 
3.1a). 
O Orógeno Araçuaí é dividido pela zona de cisalhamento de Abre Campo em dois domínios 
tectônicos: o interno (a leste) e o externo (a oeste) (Alkmim et al. 2007; Noce et al. 2007a) (Fig. 3.1b). 
O domínio interno corresponde ao núcleo cristalino do orógeno e é caracterizado por condições 
metamórficas de fácies anfibolito superior a granulito. O embasamento é representado pelo Complexo 
Juiz de Fora, de idade paleoproterozóica. As demais unidades presentes são suítes graníticas pré- a 
pós-colisionais, além de sequências metavulcanossedimentares e metassedimentares correspondentes 
ao Grupo Rio Doce (Alkmim et al. 2007). 
O domínio externo, correlacionado à Faixa Araçuaí, é constituído de rochas de fácies xisto-
verde a anfibolito. Na região sudeste de Minas Gerais, essa faixa compreende um embasamento 
paleoproterozóico, representado pelo Complexo Mantiqueira, além de unidades supracrustais (Grupo 
Dom Silvério) (Peres et al. 2004) (Figura 3.1b). O Complexo Mantiqueira é constituído 
majoritariamente por ortognaisses de fácies anfibolito (Noce et al. 2007b). As principais exceções 
consistem de dois terrenos granulíticos que afloram entre as cidades de Mariana e Abre Campo: o 
Complexo Acaiaca (Jordt-Evangelista 1984, 1985; Jordt-Evangelista & Muller 1986a, 1986b; 
Medeiros Júnior 2009; Medeiros Júnior & Jordt-Evangelista 2010), a oeste, e o Granulito Pedra 
Dourada (Brandalise 1991; Jordt-Evangelista 1996; Peres 2000), a leste, sendo este o objeto de 
investigação da presente pesquisa. 
 
3.2. GEOLOGIA REGIONAL 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 16 
O contexto geológico da área estudada compreende unidades litoestratigráficas definidas por 
Brandalise (1991) durante o mapeamento geológico da folha Ponte Nova (SF.23-X-B-II), em escala 
1:100.000, realizado pelo consórcio DNPM/CPRM (Fig. 3.2). Neste trabalho serão abordadas 
especificamente as unidades espacialmente associadas ao Granulito Pedra Dourada. 
 
Figura 3.1 - Contexto geotectônico do Granulito Pedra Dourada. a) Orógeno Araçuaí e unidades geotectônicas 
adjacentes (Cráton do São Francisco e Orógeno Ribeira). O retângulo hachurado corresponde à localização da 
figura 3.1b. Modificado de Pedrosa-Soares et al. (2007); b) Mapa geológico regional com a localização do 
Granulito Pedra Dourada (retângulo pontilhado) na Faixa Araçuaí. Modificado de Peres et al. (2004). 
 
3.2.1. Granulito Pedra Dourada 
O Granulito Pedra Dourada foi definido por Brandalise (1991), que denominou de Granulito 
Córrego Pedra Dourada os pequenos corpos de rochas granulíticas que ocorrem associados aos 
paragnaisses da Suíte Metamórfica São Sebastião do Soberbo e às supracrustais do Grupo Dom 
Silvério (Fig. 3.2). Esses granulitos foram correlacionados às rochas ortoderivadas pertencentes ao 
Complexo Mantiqueira (CM). De acordo com o mesmo autor, esses corpos são limitados por zonas de 
cisalhamento, responsáveis por posicioná-los ao lado das rochas metamórficas de baixo a médio grau. 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 17 
Jordt-Evangelista et al. (1994) e Jordt-Evangelista (1996) denominam essa unidade de 
Charnockito Pedra Dourada e a descrevem como uma associação de rochas félsicas das séries 
charnockito-enderbito e granito-tonalito com textura magmática preservada, intrusivas em granulitos 
máficos desprovidas de feições ígneas. Segundo os autores, os contatos entre os granulitos félsicos e 
máficos variam de claramente intrusivos a gradacionais do tipo migmatítico. 
As condições P-T do metamorfismo de fácies granulito foram estimadas por Jordt-Evangelista 
(1996) a partir da geotermobarometria convencional. Segundo a autora, os cálculos termobarométricos 
indicam temperaturas entre 605 e 716 °C e pressão de 7,3 kbar, o que corresponde a aproximadamente 
27 km de profundidade. As temperaturas consideravelmentebaixas para as paragêneses de alto grau 
são atribuídas ao reequilíbrio das composições químicas dos minerais durante a exumação. 
Peres (2000) e Peres et al. (2004) adicionaram granulitos de protólito sedimentar pelítico a 
essa unidade. Melo & Maia (2010) também descrevem associações minerais características de 
granulitos paraderivados contendo ortopiroxênio, granada, sillimanita e espinélio, que sugerem 
condições metamórficas de média pressão. 
Segundo Peres et. al. (2004), os granulitos experimentaram as mesmas fases deformacionais 
registradas no Grupo Dom Silvério e nos gnaisses regionais (vide subitem 3.3). Esses autores 
destacam a ausência de dados geocronológicos como fator limitante ao entendimento do significado 
geotectônico dessa unidade. 
 
3.2.2. Complexo Mantiqueira 
O termo Série Mantiqueira foi introduzido por Barbosa (1954) para nomear os gnaisses que 
ocorrem a sul e a leste da Serra do Espinhaço. Brandalise (1991) foi o precursor da denominação 
Complexo Mantiqueira (CM) à sequência de gnaisses ortoderivados, de composição granito-tonalítica, 
intercalados por anfibolitos, além de pequenos corpos de rochas granulíticas (Granulito Córrego Pedra 
Dourada) (Fig. 3.2). No contexto geotectônico, o CM compõe uma extensa faixa de ortognaisses de 
composição TTG (tonalito-trondhjemito-granodiorito), empurrados sobre a margem meridional do 
Cráton do São Francisco (Silva et al. 2002; Noce et al. 2007). 
O litotipo mais comum do CM é o anfibólio-biotita gnaisse, que apresenta um proeminente 
bandamento composicional definido pela alternância de bandas félsicas e máficas de espessuras 
comumente centimétricas. O bandamento gnáissico apresenta direção geral NNE-SSW e mergulho 
tipicamente de baixo ângulo, provavelmente resultante da transposição de estruturas pretéritas. Os 
relictos desse processo são dobras intrafoliais rompidas (Brandalise 1991). Alguns gnaisses exibem 
feições migmatíticas do tipo schlieren que sugerem fusão parcial pré e/ou sintectônica (Silva et al. 
2002). 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 18 
 
Figura 3.2 - Mapa geológico regional com a localização do Granulito Pedra Dourada e unidades adjacentes. 
Modificado de Brandalise (1991). 
 
Segundo Peres (2000) e Peres et al. (2004), as rochas do CM foram submetidas à no mínimo 
dois eventos metamórficos, o primeiro de fácies anfibolito e o segundo de fácies xisto verde e 
registram quatro fases de deformação (vide subitem 3.3). Os dados geocronológicos mais recentes 
foram obtidos pelo método U-Pb em zircão (SHRIMP) para os ortognaisses do CM e indicam idades 
de cristalização magmática paleoproterozóicas, entre 2180-2041 Ma (Silva et al. 2002; Noce et al. 
2007b). Esses autores também encontraram registros de dois eventos metamórficos: o primeiro de 
2100 Ma, correlacionado ao Ciclo Transamazônico, e o segundo de 560 Ma, correlacionado ao Ciclo 
Brasiliano. 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 19 
3.2.3. Suíte Metamórfica São Sebastião Do Soberbo 
A Suíte Metamórfica São Sebastião do Soberbo é constituída de rochas de fácies anfibolito, 
dominantemente paraderivadas, que incluem gnaisses bandados, anfibolitos, quartzitos, xistos e rochas 
ferruginosas (Brandalise 1991) (Fig. 3.2). Segundo o autor, esses litotipos encontram-se 
tectonicamente justapostos ao Grupo Dom Silvério e ao CM. Peres (2000) não considera possível a 
distinção entre os gnaisses dessa unidade e os do CM por meio de relações de campo e estudos 
petrográficos. Esse autor salienta que alguns litotipos outrora associados a essa suíte possuem 
paragêneses minerais indicativas de fácies granulito e, portanto, devem ser correlacionados ao 
Granulito Pedra Dourada. 
 
3.2.4. Grupo Dom Silvério 
O Grupo Dom Silvério (GDS), conforme definido por Lima et al. (1973), é constituído de 
quartzo-mica xistos sobrepostos por quartzitos. Essa unidade define um cinturão NNE-SSW, com 
aproximadamente 10 km de largura e 150 km de comprimento, que se se estende desde as cidades de 
Ipatinga, a norte, até Senador Firmino, a sul, na região leste de Minas Gerais (Brandalise 1991; Jordt-
Evangelista 1992; Dürkop et al. 1997) (Fig. 3.1b). 
Brandalise (1991) subdividiu o GDS em três unidades litoestratigráficas (Fig. 3.2). A unidade 
1 (basal) é constituída de anfibolitos, xistos e níveis subordinados de rochas calciossilicáticas. A 
unidade 2 tem a maior distribuição areal e é composta principalmente por xistos, além de quartzitos, 
rochas calciossilicáticas, gonditos, mármores, anfibolitos, formação ferrífera e gnaisses laminados. A 
unidade 3 (de topo) é formada por moscovita quartzito e moscovita-quartzo xisto. 
Segundo Peres (2000) o litotipo mais comum do GDS corresponde ao biotita xisto com 
granada. O mesmo autor descreve uma diferença substancial na sucessão estratigráfica dos segmentos 
norte e sul da faixa Dom Silvério (Fig. 3.3). No segmento sul, a sequência é composta por 
intercalações de clorita xisto e rochas metaultramáficas (talco xisto) na base, sobrepostas por uma 
espessa pilha de mica xistos granatíferos, por vezes com cianita e/ou estaurolita, intercalada por 
volumes subordinados de xisto gnaissificados, grafita xisto, anfibolitos e quartzitos. No segmento 
norte, os anfibolitos e as rochas metaultramáficas são mais abundantes na base do pacote, enquanto 
volumes subordinados de mármores, gonditos e formações ferríferas intercalam os mica xistos do 
topo. De acordo com o mesmo autor, os contatos entre as camadas de composições distintas são, em 
geral, abruptos. 
Os litotipos do GDS apresentam uma foliação penetrativa paralela ao bandamento 
composicional, o qual é interpretado com resultante da transposição do acamamento original (Peres 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 20 
 
Figura 3.3 - Empilhamento estratigráfico do Grupo Dom Silvério nas porções norte e sul da faixa. Destaque 
para a localização do Granulito Pedra Dourada (retângulo vermelho). Modificado de Peres et al. (2004). 
 
2000). Peres et al. (2004) propõem que o GDS, assim como o seu embasamento, foi afetado por 
quatro fases de deformação, associadas a dois episódios metamórficos (M1 e M2) (vide subitem 3.3). 
A primeira delas esteve associada ao evento metamórfico M1, responsável pelo crescimento de 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 21 
associações minerais com granada + estaurolita + cianita + moscovita, presente em metapelitos dessa 
unidade. Essa associação permite inferir temperaturas entre 520-640 °C e pressões superiores a 4 kbar, 
caracterizando a fácies anfibolito. Jordt-Evangelista & Roeser (1988) realizaram cálculos 
geotermobarométricos baseados no par granada-biotita e obtiveram temperaturas de 550 ± 50 °C sob 
pressões de 5 kbar para esse episódio metamórfico. 
Benevides (2003) estimou as condições P-T de metamorfismo do GDS por meio do software 
TWQ (Berman 1991) e propôs a atuação de dois eventos metamórficos. O primeiro evento (M1) está 
registrado no núcleo de minerais como granada e indica temperaturas em torno de 580 °C e pressões 
de até 7 kbar, característico de metamorfismo de fácies anfibolito inferior com pressão intermediária 
(Barrowiano). O segundo evento (M2) resultou de um aquecimento e de um aumento de pressão que 
atingiu seu pico térmico em 750 °C sob pressões entre 7 e 12 kbar, correspondentes à fácies anfibolito 
superior, também de regime Barrowiano. 
O GDS foi datado por Brueckner et al. (2000), que obtiveram para os granada xistos uma 
idade isocrônica Sm-Nd de 547 ± 29 Ma, interpretada por Peres et al. (2004) como correspondente ao 
evento metamórfico M1. Brueckner et al. (op.cit.) obtiveram ainda idades modelo de 2,1 Ga (TCHUR) e 
2,3 Ga (TDM), indicando que os sedimentos do GDS derivam de fontes paleoproterozóicas ou de uma 
mistura de fontes paleoproterozóicas e arqueanas. 
 
3.2.5.Coberturas Cenozoicas 
As coberturas cenozoicas correspondem a depósitos detrítico-lateríticos e aluvionares (Fig. 
3.2). Os depósitos detrítico-lateríticos são caracterizados por superfícies aproximadamente planas, 
com solo vermelho intenso, pouco espesso, concentrados dominantemente sobre a Suíte Metamórfica 
São Sebastião do Soberbo. Os depósitos aluvionares são formados por cascalhos grossos, areias e 
níveis argilosos e se encontram assentados sobre os gnaisses do CM (Brandalise 1991). 
 
3.3. GEOLOGIA ESTRUTURAL 
Os principais trabalhos de cunho estrutural realizados na área de estudo são atribuídos a 
Brandalise (1991) e Peres et al. (2004). Esses autores propuseram o agrupamento dos diversos 
elementos estruturais em quatro fases de deformação que não necessariamente coincidem entre si. As 
principais interpretações propostas estão sumarizadas na tabela 3.1. 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 22 
Tabela 3.1 - Comparativo entre as fases deformacionais e principais elementos estruturais descritos na área de 
estudo. 
Fase 
deformacional 
Principais características e elementos estruturais 
Brandalise (1991) Peres et al. (2004) 
D1 
Dobras intrafoliais em gnaisses do CM. 
Ciclo Transamazônico. 
Foliação gnáissica/ Xistosidade de baixo ângulo (S1). 
Transporte tectônico para N (Lineação L1). 
Metamorfismo de fácies anfibolito (M1). 
Ciclo Brasiliano 
D2 
Foliação/ Bandamento gnáissico. 
ZC dúcteis de baixo a médio ângulo. 
Dobramentos e empurrões vergentes para W. 
Metamorfismo de fácies xisto verde (M2). 
D3 
Dobras abertas e ZC dúcteis de alto 
ângulo. Ciclo Brasiliano. 
Redobramento coaxial das dobras da fase D2. 
D4 
Falhais normais ou de gravidade. 
Evento Recente, talvez Cenozoico. 
Falhamentos normais e reativação de ZC de regime 
dúctil-rúptil. 
 
 
 
 CAPÍTULO 4 
GEOLOGIA LOCAL E PETROGRAFIA 
4.1. GEOLOGIA LOCAL 
Na região sudeste de Minas Gerais, mais precisamente nos municípios de Dom Silvério, Rio 
Doce, Santa Cruz do Escalvado e Sem Peixe, afloram rochas de fácies granulito que, em termos de 
grau metamórfico, destoam das unidades adjacentes de fácies xisto-verde a anfibolito que predominam 
nessa região. Brandalise (1991) atribuiu a esses litotipos a denominação Granulito Córrego Pedra 
Dourada, a qual foi simplificada, no presente trabalho, para Granulito Pedra Dourada. 
A figura 4.1 apresenta a distribuição espacial do Granulito Pedra Dourada na região estudada. 
Nota-se que essa unidade ocorre como um corpo principal de aproximadamente 45km2 e em 
afloramentos isolados de localizações distintas. O corpo de maior expressão aflora na porção central 
da área, entre a cidade de Sem Peixe, a norte, e a calha do Rio Doce, a sul. As ocorrências isoladas 
situam-se: i) na porção norte da área, nas imediações do distrito de São Bartolomeu, em Sem Peixe; ii) 
na porção central, a sul do corpo principal, próximo ao distrito de São Sebastião do Soberbo, em Santa 
Cruz do Escalvado; iii) na porção sul, nas cercanias da cidade de Rio Doce. A partir dessa figura 
verifica-se que o corpo principal do Granulito Pedra Dourada é consideravelmente maior do que 
aquele originalmente mapeado por Brandalise (op. cit.) (Fig. 3.2). 
O Granulito Pedra Dourada corresponde a uma associação de rochas de fácies granulito de 
natureza orto e paraderivada. Os litotipos de protólito ígneo são predominantes na região e incluem 
granulitos de composição charnockítica a enderbítica e granítica a tonalítica, denominados granulitos 
félsicos, e subordinadamente granulitos de composição gabróica, denominados granulitos máficos. O 
litotipo de protólito sedimentar foi denominado granulito aluminoso. 
As rochas félsicas ocorrem como lajedos no curso de rios e córregos, como paredões em cortes 
de estrada ou mais comumente como matacões arredondados de dimensões métricas, encontrados em 
encostas ou às margens dos cursos d’água. As rochas máficas foram encontradas apenas como 
matacões. As rochas aluminosas constituem lajotas e raros matacões. 
 As relações de contato entre os litotipos félsico e máfico são diversas. É comum a ocorrência 
do granulito máfico como blocos subangulosos a arredondados ou como enclaves difusos no granulito 
félsico (Fig. 4.2a, b). Todavia, também são encontrados afloramentos dominantemente máficos 
recortados por veios do granulito félsico (Fig. 4.2c). Nesses casos, as texturas sugerem que o granulito 
félsico corresponda a um leucossoma charnockítico. Os dois litotipos coexistem ainda como uma 
alternância de bandas félsicas e máficas de espessura centimétrica. Essas bandas podem ocorrer 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 24 
dobradas ou mostrar contatos subparalelos transicionais, assemelhando-se à estrutura schlieren 
(Fig.4.2d, e). Não foram observados contatos entre o granulito aluminoso e os litotipos ortoderivados. 
 
Figura 4.1 - Mapa de localização do Granulito Pedra Dourada na área estudada. Modificado de Peres (2000). 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 25 
 
Figura 4.2 - Aspectos de campo das rochas de fácies granulito. (a) Blocos de granulito máfico envoltos por 
granulito félsico (Ponto K-6); (b) Enclaves de granulito máfico com contatos difusos em granulito félsico (Ponto 
K-11); (c) Granulito máfico recortado por veios do granulito félsico (Ponto K-6); (d) Granulitos máfico e félsico 
caracterizando um bandamento com dobras apertadas (Ponto K-6); (e) Granulitos félsico e máfico com contatos 
difusos, assemelhando-se à estrutura schlieren (Ponto K-5); (f) Granulito aluminoso com veios irregulares e 
contorcidos, definindo a estrutura flebítica (Ponto K-58). Abreviações: gf – granulito félsico; gm – granulito 
máfico; ga – granulito aluminoso; ls – leucossoma. 
 
Os granulitos comumente exibem feições alusivas à fusão parcial. Algumas dessas feições 
podem ser classificadas de acordo com a proposição de Mehnert (1971). O granulito aluminoso exibe 
estrutura análoga à flebítica – veios quartzo-feldspáticos irregulares, subparalelos e que se apresentam 
dobrados ou contorcidos (Fig. 4.2f). Nos litotipos ortoderivados ocorrem estruturas equivalentes à: 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 26 
estictolítica (ou fleck) – agregados de minerais máficos circundados por manto quartzo-feldspático 
(Fig. 4.3a); schollen – blocos de granulito máfico fragmentados e envoltos por leucossoma (Fig. 4.3b) 
e schlieren (Fig. 4.3c) – faixas de leucossoma e melanossoma subparalelas com contatos difusos. De 
maneira geral, o leucossoma é caracterizado por uma granulação média a grossa, por vezes chegando a 
muito grossa. É composto essencialmente por quartzo e feldspato, mas pode conter também granada, 
no caso dos granulitos aluminosos, ou anfibólios, como nos granulitos máficos com estrutura fleck. 
Os litotipos de fácies granulito encontram-se espacialmente associados a rochas de fácies 
anfibolito. O corpo principal e as ocorrências meridionais são ladeados por gnaisses dominantemente 
ortoderivados, de composição granítica a tonalítica, intercalados por anfibolitos, ambos 
correlacionados ao Complexo Mantiqueira. O corpo setentrional ocorre entre rochas 
metavulcanossedimentares do Grupo Dom Silvério. As relações de contato entre o Granulito Pedra 
Dourada e essas unidades regionais não puderam ser estabelecidas, devido à ocorrência de 
afloramentos descontínuos e contatos obliterados pela ação intempérica. 
Na área estudada foram identificadas ainda rochas máficas intrusivas, aparentemente sem 
indícios de metamorfismo ou deformação. Em geral ocorrem como diques de diabásio que cortam 
tanto o Granulito Pedra Dourada como o Complexo Mantiqueira. É provável que tais diques também 
ocorram nas rochas do Grupo Dom Silvério, no entanto tal relação não foi observada em campo. 
Também são comuns as intrusões pegmatóidesque, ora são discordantes da foliação dos gnaisses e 
dos granulitos, ora se paralelizam a ela. Ao contrário dos diabásios, esses pegmatitos mostram-se 
variavelmente deformados. 
Em termos estruturais, os granulitos e as unidades adjacentes registram graus variados de 
deformação. Nos litotipos ortoderivados predominam feições isotrópicas ou um bandamento 
mineralógico milimétrico a centimétrico com foliação incipiente. O granulito aluminoso exibe 
bandamento composicional e foliação proeminentes, marcada pela orientação da biotita (Fig. 4.3d). 
Dobras de diversas geometrias e dimensões centimétricas a métricas foram encontradas 
indiscriminadamente em gnaisses, granulitos e pegmatóides. Nos gnaisses são comuns as dobras 
isoclinais, normais a recumbentes. Nos granulitos foram identificadas dobras abertas a cerradas (Fig. 
4.2d), algumas vezes redobradas e com geometrias em “z”, “m” e “s”, além de dobras intrafoliais sem 
raiz. Já nos veios pegmatóides as dobras são suaves a abertas. 
Os granulitos mostram também feições tipicamente miloníticas. Essas são representadas por 
porfiroclastos do tipo augen, orientados segundo a foliação milonítica e definindo uma lineação de 
estiramento (Fig. 4.3e). Ademais, foram observadas estruturas S-C em zonas de cisalhamento 
centimétricas, as quais transpõem localmente o bandamento composicional granulítico (Fig.4.3f). 
 
 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 27 
 
Figura 4.3 - Feições migmatíticas e estruturais das rochas de fácies granulito. (a) Granulito máfico com 
segregados félsicos contendo minerais máficos (no caso hornblenda), caracterizando a estrutura fleck (Ponto K-
52); (b) Blocos de granulito máfico envoltos por leucossoma, definindo a estrutura schollen (Ponto K-11); (c) 
Estrutura schlieren, definida por faixas difusas de leucossoma e melanossoma em granulito máfico; (Ponto K-
26); (d) Bandamento composicional milimétrico e porfiroblastos de granada em granulito aluminoso (Ponto K-
46); (e) Porfiroclastos do tipo augen em feldspato do granulito félsico (Ponto K-27); (f) Granulito félsico afetado 
por zona de cisalhamento decimétrica, caracterizando estrutura S-C (Ponto K-6). Abreviações: gf – granulito 
félsico; gm– granulito máfico; ls – leucossoma; ms – melanossoma; grt – granada; hbl - hornblenda. 
 
 
 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 28 
4.2. PETROGRAFIA DOS GRANULITOS 
A caracterização petrográfica e microestrutural do Granulito Pedra Dourada foi baseada em 
dados coletados durante diversos trabalhos de campo realizados na região onde foi definida essa 
unidade. Além das amostras coletadas e das lâminas delgadas confeccionadas durante a presente 
pesquisa, também foram descritas as amostras e respectivas lâminas dos trabalhos de Jordt-Evangelista 
(1996), Alcântara & Machado (2010) e Melo & Maia (2010). 
A nomenclatura dos litotipos de fácies granulito apresentada priorizou a facilidade de 
compreensão dos termos adotados. Para os granulitos de protólito ígneo, foram atendidas as 
recomendações da SCMR (Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks) da IUGS 
(International Union of Geological Sciences), publicadas por Fettes & Desmons (2007). Segundo 
esses autores, o termo granulito félsico deve ser aplicado às rochas de fácies granulito com menos de 
30% (em volume) de minerais máficos e o termo granulito máfico àquelas com mais de 30% desses 
minerais. Assim, rochas de fácies granulito de composição granítica a tonalítica cujo mineral máfico 
principal é o ortopiroxênio, outrora classificadas como charnockitos, opdalitos e enderbitos (Le Maître 
1989) foram englobadas pelo termo félsicas. No caso dos granulitos de protólito sedimentar, optou-se 
pela denominação granulito aluminoso, a fim de melhor diferenciá-los dos litotipos ortoderivados, 
devido à sua particularidade composicional, ocorrência restrita e fonte distinta. 
A classificação dos constituintes minerais quanto à granulação e à composição modal foi 
baseada nas orientações dos mesmos autores (Fettes & Desmons op. cit.). Para a granulação, 
considera-se: >16 mm - Muito grossa; 16 - 4 mm – Grossa; 4 - 1 mm – Média; 1 - 0,1 mm – Fina; 0,1 - 
0,01 mm - Muito fina; <0,01 mm – Ultrafina. Em termos de composição modal, os minerais são 
classificados em: Principal - teor ≥50% do volume da rocha; Maior - teor ≥5%; Menor - teor <5%; 
Essencial - mineral que deve estar presente em uma porcentagem mínima para satisfazer a definição 
da rocha e pode ser um constituinte maior ou menor. No caso da abreviação dos nomes de minerais 
apresentada nas fotografias e fotomicrografias, foram atendidas as sugestões da International 
Mineralogical Association (IMA) publicadas por Whitney & Evans (2010). Ademais, informa-se que 
as fotomicrografias foram obtidas em microscópio ótico sob Luz Polarizada Plana (LPP) e Luz 
Polarizada Cruzada (LPX). 
 
4.2.1. Granulito félsico 
O granulito félsico representa o litotipo de fácies granulito mais abundante na área de estudo. 
Com base no conteúdo de minerais máficos, este granulito pode ser agrupado em dois tipos: (i) Biotita 
granulito félsico ± granada, pertencente à série granito - tonalito; (ii) Ortopiroxênio granulito félsico, 
pertencente à série charnockito - enderbito. 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 29 
Biotita granulito félsico ± granada 
O biotita granulito félsico ± granada apresenta um bandamento composicional caracterizado 
pela alternância de níveis máficos, compostos essencialmente por biotita, e níveis félsicos de 
composição quartzo-feldspática. Os feldspatos constituem porfiroclastos de até 7 cm e sua cor é 
branca, castanha ou rosada. A biotita está orientada segundo a foliação milonítica e normalmente 
contorna os porfiroclastos. O quartzo é cinza-azulado e em geral está alongado segundo a foliação. A 
granada é porfiroblástica e pode estar presente nas bandas félsicas (Fig. 4.4a-b). 
Sob o aspecto microscópico, a rocha exibe textura inequigranular porfiroclástica e 
porfiroblástica com matriz granolepidoblástica. Sua granulação varia de muito fina a média, para os 
grãos da matriz, e de média a grossa para os porfiroclastos e porfiroblastos. É composta por feldspato 
potássico (15 - 55% da composição modal), plagioclásio (10 - 45%), quartzo (20 - 35%), biotita (1 - 
15%) e por vezes granada (até 5%). O plagioclásio e o feldspato potássico se revezam como o 
principal constituinte da rocha. Allanita, apatita, carbonato, clorita, epidoto, escapolita, hornblenda, 
monazita, sagenita, sericita, titanita, zircão e minerais opacos são quantitativamente subordinados. 
Em lâmina delgada verificou-se que a foliação milonítica é definida pelo arranjo preferencial 
planar do quartzo alongado e das palhetas de biotita (Fig. 4.4c). Os feldspatos constituem augen cujo 
eixo maior se orienta paralelamente à foliação. Em alguns casos exibem caudas de recristalização 
assimétricas (Fig. 4.4e). A matriz é protomilonítica a milonítica e contém evidências de deformação 
como extinção ondulante, extinção do tipo “tabuleiro de xadrez” em quartzo e maclas de deformação 
em plagioclásio. Também são encontrados indícios de recristalização dinâmica, sobretudo por 
migração de borda de grão, como sugerido pelos contatos ameboides em quartzo e feldspatos, e de 
recristalização estática, indicado pelos contatos poligonais. Com relação às microestruturas de 
exsolução e/ou reação, destacam-se os intercrescimentos antipertítico, pertítico e mirmequítico entre 
os feldspatos, e simplectítico entre granada e minerais opacos. 
O plagioclásio constitui ao menos duas gerações de grãos: uma geração primária, de provável 
filiação ígnea, representada pelos porfiroclastos da rocha, e uma geração secundária, de origem 
metamórfica e que constitui a matriz recristalizada. Os porfiroclastos são anédricos a subédricos, têm 
granulação média a grossa(1 – 7 mm) e exibem com a matriz contatos interlobados a muito 
irregulares, tendendo a ameboides. Apresentam macla polissintética, por vezes em mais de uma 
direção e cujas lamelas são tortas e acunhadas. São frequentemente antipertíticos, com exsoluções de 
feldspato potássico em geral retangulares ou anédricas. Portam também inclusões de apatita, biotita, 
granada, quartzo e minerais opacos (Fig. 4.4d). No contato com o feldspato potássico apresenta 
intercrescimento mirmequítico. A maior parte dos grãos exibe extinção ondulante e zonamento 
químico. Alguns grãos são fraturados e preenchidos por componentes da matriz, como micas, 
feldspato potássico, quartzo ou minerais opacos. 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 30 
A geração secundária de plagioclásio é representada por grãos xenoblásticos de granulação 
muito fina a fina (0,05 – 1 mm), que se justapõem por meio de contatos interlobados a serrilhados ou 
poligonais. Esses grãos comumente não apresentam indícios de deformação cristal-plástica. 
Frequentemente estão associados à geração primária por meio da microestrutura núcleo-manto. Grãos 
de ambas as gerações estão variavelmente sericitizados ou saussuritizados. O plagioclásio ocorre ainda 
sob a forma de pertita no feldspato potássico (Fig. 4.4c). 
O feldspato potássico, assim como o plagioclásio, ocorre em porfiroclastos, possivelmente 
primários, e como grãos xenoblásticos que compõem a matriz recristalizada. A maioria dos grãos não 
está maclada, sugerindo tratar-se do ortoclásio, embora alguns deles exibam macla tartan. Essa macla 
está mais desenvolvida e é mais frequente nos grãos recristalizados. 
Os porfiroclastos são anédricos a subédricos e mostram granulação média a grossa (1,0 - 10 
mm) (Fig. 4.4c). Possuem contatos interlobados a muito irregulares, tendendo a ameboides, 
comumente definindo a microestrutura núcleo-manto. Algumas vezes os grãos recristalizados 
constituem caudas de recristalização assimétricas do tipo , as quais sugerem sentido de movimento 
anti-horário na figura 4.4e. Apresentam extinção ondulante, são pertíticos e contém inclusões de 
apatita, biotita, quartzo, minerais opacos e plagioclásio. 
A geração metamórfica é caracterizada por grãos muito finos a finos que se justapõem por 
meio de contatos interlobados, serrilhados ou poligonais. O mais comum é não apresentarem indícios 
de deformação, mas em alguns grãos foi observada a extinção ondulante. De modo geral, o feldspato 
potássico é menos fraturado e sericitizado do que o plagioclásio. Algumas fraturas são preenchidas por 
filossilicatos ou por grãos muito finos do próprio feldspato potássico recristalizado. 
O quartzo é xenoblástico, equigranular ou alongado e ocorre na matriz recristalizada ou 
constituindo ribbons. Na matriz sua granulação é fina a média (0,1 - 3 mm), chegando a muito fina nas 
porções mais milonitizadas (Fig. 4.4c). Os contatos entre os grãos variam de interlobados a ameboides, 
mas também foram observados contatos poligonais ou levemente curvos, sobretudo nas porções 
finamente recristalizadas. Comumente apresenta extinção ondulante, bandas de deformação e 
subgrãos, os quais por vezes definem a microestrutura “tabuleiro de xadrez”. Nos ribbons o quartzo 
constitui agregados monominerálicos que contornam os porfiroclastos de feldspato e por vezes estão 
dobrados ou boudinados (Fig. 4.4f). Sua granulação varia de muito fina a fina (0,05 – 0,8 mm) e seus 
limites são predominantemente interlobados. Exibe extinção ondulante e em alguns casos uma 
pronunciada orientação cristalográfica preferencial. Ademais, o quartzo constitui mirmequitas no 
plagioclásio. 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 31 
 
Figura 4.4 - Aspectos petrográficos e microestruturais do biotita granulito félsico ± granada. (a) Porfiroclasto de 
feldspato contornado pela foliação milonítica (Ponto K26); (b) Bandamento composicional (Ponto HMI6); (c) 
Porfiroclasto de ortoclásio pertítico contornado por biotita e quartzo recristalizado. LPX, Lâmina K5C2 (Ponto 
K5); (d) Plagioclásio antipertítico com inclusão de granada. LPX, Lâm. A7-59 (Ponto HMI12); (e) Porfiroclasto 
de ortoclásio com cauda de recristalização do tipo . LPX, Lâm. K64A (Ponto K64); (f) Porfiroclasto de 
plagioclásio contornado por ribbon de quartzo recristalizado. LPX, Lâm. A7-67 (Ponto HMI15); Abreviações: 
Bt – biotita; Grt – granada; Kfs – feldspato potássico; Or – ortoclásio; Pl – plagioclásio; Qz – quartzo. 
 
A biotita ocorre como palhetas xenoblásticas a subidioblásticas, de granulação muito fina a 
média (0,05 - 1,2 mm) e pleocroísmo castanho-avermelhado a amarelo-claro. Porta inclusões de 
apatita, monazita, zircão e apresenta cloritização incipiente. Sua textura é lepidoblástica, a qual define 
uma foliação anastomosada em torno dos porfiroclastos de feldspato (Fig. 4.4c). Os grãos advindos da 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 32 
desestabilização da granada exibem pleocroísmo entre o verde-claro e o amarelo-claro e representam 
uma geração secundária. 
A granada é porfiroblástica, xenoblástica a idioblástica (Fig. 4.4d). Possui cor amarelo-clara e 
granulação fina a grossa (0,2 - 5 mm). Os grãos apresentam fraturas preenchidas por biotita 
esverdeada, a qual também é observada nas bordas desse mineral. Contém poucas inclusões, as quais 
são arredondadas e constituídas de quartzo e feldspato. A granada ocorre ainda em uma geração 
possivelmente tardia, compondo a matriz recristalizada. É caracterizada por grãos muito finos a finos, 
xenoblásticos e coalhados de simplectitas de opacos. 
 
Ortopiroxênio granulito félsico 
O ortopiroxênio granulito félsico é maciço a discretamente bandado. Os tipos isotrópicos 
possuem cor cinza-esverdeada a cinza-amarronzada (Fig. 4.5a). Os tipos bandados são caracterizados 
pela alternância de níveis máficos de cor cinza-escura ou verde-escura, compostos por piroxênios, 
anfibólios e biotita, e níveis félsicos de cor cinza-clara ou castanho-clara e composição quartzo-
feldspática (Fig. 4.5b). Os feldspatos constituem os maiores grãos da rocha e são verdes (Fig. 4.5a), 
rosados ou castanhos, enquanto o quartzo é cinza-azulado. 
Em termos microestruturais, a rocha é inequigranular porfiroclástica com matriz granoblástica, 
protomilonítica a milonítica. Sua granulação varia de muito fina a média para a matriz e de média a 
grossa para os porfiroclastos. É constituída de plagioclásio (25 - 50% da composição modal), quartzo 
(15 - 35%), feldspato potássico (<1 - 45%), ortopiroxênio (1 - 18%) e biotita (<1 - 20%), podendo 
conter também clinopiroxênio (0 - 12%), granada (0 - 10%) e hornblenda (0 - 8%). Os minerais 
menores são apatita, clorita, epidoto, monazita, sericita, titanita, zircão e minerais opacos, sendo o 
principal deles a ilmenita. 
As principais evidências de deformação são as mesmas descritas para o litotipo anterior, além 
da extinção ondulante em biotita e piroxênios. Da mesma forma, ocorrem indícios de recristalização 
dinâmica e estática, entre os quais se destacam os contatos ameboides em feldspatos, que sugerem a 
recristalização por migração de borda de grão (MBG) (Fig. 4.6c) e a microestrutura núcleo-manto nos 
feldspatos (Fig. 4.6e). Com relação às microestruturas de reação, adicionam-se àquelas anteriormente 
citadas o intercrescimento simplectítico entre quartzo e hornblenda (Fig. 4.6f) e a textura coronítica, 
definida por granada simplectítica em torno de plagioclásio (Fig. 4.5e-f). No âmbito do 
retrometamorfismo, destaca-se a uralitização dos piroxênios, a qual consiste na substituição do 
ortopiroxênio por biotita e/ou anfibólio e do clinopiroxênio por hornblenda (Fig. 4.6f). 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 33 
 
Figura 4.5 - Aspectos petrográficos e microscópicos do ortopiroxênio granulito félsico. (a) – Litotipo isotrópico 
porfiroclástico(Ponto K11); (b) – Litotipo bandado (Ponto K24); (c - d) – Associação mineral principal. LPP e 
LPX, Lâmina K11A (Ponto K11); (e - f) – Granada em intercrescimento simplectítico com ilmenita e coronítica 
em torno de plagioclásio. LPP e LPX, Lâmina K11A (Ponto K11). Abreviações: Bt – biotita; Grt – granada; Hbl 
– hornblenda; Ilm – ilmenita; Or – ortoclásio; Opx – Ortopiroxênio; Pl - plagioclásio; Qz – quartzo. 
 
O plagioclásio é microestruturalmente semelhante àquele descrito para o litotipo anterior. 
Logo, no ortopiroxênio granulito félsico ele também ocorre em pelo menos duas gerações de grãos. A 
geração primária, de provável origem ígnea, é representada por porfiroclastos antipertíticos anédricos 
a subédricos de granulação média a grossa (1,5 – 9 mm) (Fig. 4.6a, c). A geração secundária consiste 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 34 
de grãos xenoblásticos de granulação muito fina a fina (0,01 – 1,0 mm) que ocorrem na matriz 
recristalizada ou junto aos porfiroclastos, configurando a microestrutura núcleo-manto (Fig. 4.6e). 
O feldspato potássico também exibe microestruturas similares àquelas descritas para o biotita 
granulito félsico. Pode representar quase 50% da composição mineralógica nas variedades 
charnockíticas, ou estar ausente em variedades enderbíticas, embora sempre ocorra sob a forma de 
antipertita no plagioclásio. Da mesma forma que este último, está representado por pelo menos duas 
gerações de grãos. A geração primária é caracterizada por porfiroclastos anédricos a subédricos de 
granulação média a grossa (1,5 – 10 mm) (Fig. 4.6d). A geração secundária consiste de grãos 
xenoblásticos muito finos a finos (0,01 – 1,0 mm) encontrados na matriz, em torno de porfiroclastos 
com microestrutura núcleo-manto ou preenchendo fraturas desses. Porta inclusões de apatita, biotita, 
hornblenda, plagioclásio, quartzo e minerais opacos. 
O quartzo ocorre na matriz recristalizada e em ribbons monominerálicos (Fig. 4.6e). Suas 
feições microestruturais são análogas às descritas no litotipo anterior, com destaque para a 
microestrutura “tabuleiro de xadrez” (Fig. 4.6b). É encontrado também na forma de mirmequita no 
plagioclásio. 
O ortopiroxênio é xenoblástico a subidioblástico de granulação fina a média (0,1 – 3,3 mm). 
Exibe pleocroísmo entre tons claros de rosa e verde, o qual é característico do hiperstênio (Fig. 4.5c-
d). Em geral mostra uralitização, caracterizada pela substituição parcial ou total deste mineral por 
agregados fibrosos de anfibólio, biotita e minerais opacos. Os minerais de substituição preenchem 
fraturas ou bordejam o piroxênio, por vezes configurando pseudomorfos (Fig. 4.6f). Alguns grãos 
apresentam extinção ondulante. 
A biotita constitui palhetas xenoblásticas a subidioblásticas de granulação muito fina a média 
(0,05 – 4,0 mm). Exibe pleocroísmo em tons de castanho-avermelhado a amarelo-claro. Os grãos 
maiores são encontrados na matriz, comumente se associam a granada e minerais opacos e não estão 
orientados (Fig. 4.5e-f). Contém inclusões de apatita, monazita e zircão e apresenta cloritização 
incipiente. Alguns grãos exibem extinção ondulante. As granulações mais finas preenchem fraturas em 
piroxênios e feldspatos, ou se associam a anfibólios em agregados fibrosos que substituem total ou 
parcialmente os piroxênios (Fig. 4.5c-d). 
 A granada é de cor castanha, mas se apresenta constantemente turva devido a inclusões de 
fina “poeira” opaca. É xenoblástica a subidioblástica e sua granulação varia de muito fina a fina (0,05 
– 1,0 mm). Ocorre como grãos arredondados ou esqueletiformes, neste caso devido ao 
intercrescimento simplectítico com minerais opacos. Constitui agregados granulares com biotita, 
hornblenda e minerais opacos, podendo ocorrer também como coronas em torno do plagioclásio (Fig. 
4.5e-f). 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 35 
 
Figura 4.6 - Aspectos microestruturais do ortopiroxênio granulito félsico. (a) Plagioclásio antipertítico. LPX, 
Lâmina K40B (Ponto K40); (b) Quartzo com extinção do tipo “tabuleiro de xadrez”. LPX, Lâmina A7-16 (Ponto 
HMI4); (c) Contatos ameboides em plagioclásio, sugestivos de recristalização por MBG. LPX, A7-14 (Ponto 
HMI3); (d) Porfiroclasto antipertítico de ortoclásio. LPX, Lâmina K11A (Ponto K11); (e) Textura núcleo-manto 
em plagioclásio. LPX, Lâmina K59A (Ponto K59); (f) Ortopiroxênio esqueletiforme com indícios de 
substituição por hornblenda associada a granada. Intercrescimento simplectítico entre hornblenda e quartzo. 
LPP, A7-42 (Ponto HMI11). Abreviações: Grt – granada; Hbl – hornblenda; Kfs – feldspato potássico; Or – 
ortoclásio; Opx – Ortopiroxênio; Pl - plagioclásio; Qz – quartzo. 
 
O clinopiroxênio exibe pleocroísmo entre o verde-claro e o incolor, é xenoblástico a 
subidioblástico e sua granulação varia de fina a média (0,1 – 4 mm). Ocorre comumente associado à 
biotita, hornblenda e ortopiroxênio e porta inclusões de apatita, plagioclásio, quartzo e minerais 
opacos. Apresenta uralitização incipiente, caracterizada pela substituição parcial por agregados 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 36 
fibrosos compostos por hornblenda, os quais são observados principalmente nas bordas e ao longo de 
fraturas do clinopiroxênio. Em alguns grãos foi observada a extinção ondulante. 
A hornblenda é xenoblástica a subidioblástica e sua granulação varia de fina a média (0,1 – 
1,5 mm). Exibe pleocroísmo entre tons de verde-amarronzado, verde-escuro e castanho-claro. Em 
geral ocorre associada à biotita, granada, clinopiroxênio e minerais opacos. Ocorre também em uma 
geração secundária, resultante da substituição dos piroxênios. Neste caso apresenta pleocroísmo em 
tons de verde-oliva, verde-azulado e amarelo-claro e por vezes define com o quartzo microestruturas 
simplectíticas (Fig. 4.6f). 
 
4.2.2. Granulito máfico 
O granulito máfico é maciço ou apresenta um bandamento composicional incipiente e paralelo 
a uma foliação descontínua (Fig. 4.7a). Quando isotrópico, sua cor é verde-escura ou cinza-escura. 
Quando bandado, caracteriza-se pela intercalação entre níveis máficos de cor preto-esverdeada, 
constituídos de piroxênios, anfibólios, biotita e por vezes granada, e níveis félsicos de cor castanha e 
composição quartzo-feldspática. 
Sob o aspecto microscópico, o granulito máfico exibe textura inequigranular granoblástica de 
granulação muito fina a grossa. É constituído de plagioclásio (15 – 40%), ortopiroxênio (<1 – 35%), 
clinopiroxênio (<1 – 30%), biotita (<1 – 30%), quartzo (<1 - 15%), hornblenda (0 – 45%) e granada (0 
- 8%). Os minerais menores e os minerais secundários são allanita, apatita, cummingtonita, escapolita, 
sericita, titanita, zircão e minerais opacos (mais comumente ilmenita). 
As amostras analisadas apresentam evidências de deformação dúctil e, localmente, de 
deformação rúptil. No primeiro caso observaram-se as mesmas microestruturas de deformação 
descritas para os litotipos félsicos. As evidências de recristalização dinâmica consistem de: contatos 
ameboides em quartzo, como indícios de migração de borda de grão (Fig. 4.8d); microestrutura 
núcleo-manto em plagioclásio, definida por novos grãos de até 50 µm, associados aos contatos 
suturados e sugestivos de bulging (Fig. 4.8c), mas também por novos grãos equidimensionais e de 
tamanho equiparável ao dos subgrãos, o que sugere a rotação de subgrãos. A recristalização estática é 
indicada pelos contatos poligonais (Fig. 4.8f). A deformação rúptil está registrada sob a forma de 
grãos segmentados e envoltos por uma nuvem de grãos extremamente cominuídos (Fig. 4.8e-f). A 
respeito das texturas de exsolução e/ou reação, foram observados o intercrescimento antipertítico (Fig. 
4.7b), o intercrescimento simplectítico entre granada e minerais opacos e a textura coronítica, definida 
pela granada em torno do plagioclásio, quandoeste está em contato com o clinopiroxênio ou com a 
hornblenda (Fig. 4.7e-f). Com relação ao retrometamorfismo é notável a substituição intensa, algumas 
vezes pseudomórfica, do ortopiroxênio pela cummingtonita (Fig. 4.8a-b). 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 37 
 
Figura 4.7 - Aspectos petrográficos e microscópicos do granulito máfico. (a) Bandamento mineralógico 
incipiente (Ponto K11); (b) Plagioclásio porfiroclástico antipertítico contornado por foliação descontínua 
definida por biotita (Bt). LPX, Lâmina K11D2 (Ponto K11); (c - d) Associação mineral principal. LPP e LPX, 
Lâmina A7-18 (Ponto HMI5); (e - f) Granada coronítica em torno de plagioclásio. LPP e LPX, Lâmina DS-11-
41 (Ponto AM41). Abreviações: . 
 
O plagioclásio é xenoblástico a subidioblástico e sua granulação varia de fina a grossa (0,1 – 
6,0 mm). Em algumas amostras ocorre porfiroclástico e antipertítico, contornado por biotita (Fig. 
4.7b). Os grãos se justapõem por meio de contatos interlobados a suturados. Associados aos contatos 
suturados ocorrem novos grãos de até 50 µm, configurando a microestrutura núcleo-manto (Fig. 4.8c). 
Apresenta maclas de deformação, extinção ondulante e por vezes subgrãos. São menos frequentes a 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 38 
macla Carlsbad e o zonamento químico. Porta inclusões de biotita, granada, hornblenda, quartzo e 
minerais opacos, estes últimos na forma de simplectitas. De modo geral, os grãos se mostram algo 
fraturados e variavelmente saussuritizados e/ou sericitizados. 
O ortopiroxênio é xenoblástico a subidioblástico e possui granulação fina a média (0,1 – 4 
mm). Exibe nítido pleocroísmo entre tons de rosa e verde muito claro ou incolor, o que caracteriza o 
hiperstênio (Fig. 4.7c-d). Tal feição é dificilmente observada em grãos alterados, os quais exibem um 
aspecto turvo que mascara o pleocroísmo. Comumente ocorre associado ao clinopiroxênio por meio de 
contatos interlobados e em alguns casos é envolto por este mineral. Os grãos se apresentam 
variavelmente fraturados. Ao longo dessas fraturas e nas bordas dos grãos observa-se a substituição 
por agregados fibrosos de cummingtonita e biotita, além de material amorfo de cor marrom ou laranja, 
provavelmente composto por hidróxidos de ferro. Nos casos em que a substituição é total, configuram-
se pseudomorfos compostos majoritariamente por cummingtonita (Fig. 4.8a-b). 
O clinopiroxênio é xenoblástico a subidioblástico e possui granulação fina a grossa (0,1 – 8 
mm). Exibe pleocroísmo discreto entre o verde-claro e o incolor (Fig. 4.7c-d). Assim como o 
ortopiroxênio, algumas vezes mostra um aspecto turvo, porém sua alteração é menos intensa. Ocorre 
associado à biotita, hornblenda e ortopiroxênio, com os quais exibe contatos interlobados. Contém 
inclusões de plagioclásio e minerais opacos. Parte dos grãos está uralitizada, o que é caracterizado pela 
substituição parcial em suas bordas e fraturas por hornblenda (Fig. 4. 8a-b). 
A hornblenda constitui grãos xenoblásticos a subidioblásticos e exibe pleocroísmo entre tons 
de marrom-esverdeado, verde-escuro e castanho-claro. Sua granulação varia de fina a grossa (0,1 – 5,0 
mm). Comumente ocorre associada à biotita e piroxênios (Fig. 4. 7c-d). Porta inclusões de apatita, 
clinopiroxênio, plagioclásio e minerais opacos, estes últimos por vezes na forma de uma fina “poeira” 
opaca. Em alguns grãos foi observada a extinção ondulante. A hornblenda ocorre também como uma 
geração secundária, originada da desestabilização dos piroxênios e da própria hornblenda primária. 
Sua granulação é fina e o pleocroísmo varia entre tons de verde-oliva, verde-azulado e amarelo-claro, 
sendo menos comuns os matizes amarronzados (Fig. 4.8a-b). Por vezes forma com o quartzo 
microestruturas simplectíticas. 
A biotita caracteriza-se por palhetas xenoblásticas a subidioblásticas e possui granulação fina 
a grossa (0,1 – 6,0 mm). Seu pleocroísmo varia entre o castanho- avermelhado e o amarelo-claro. Por 
vezes, palhetas orientadas definem uma foliação anastomosada que contorna porfiroclastos de 
plagioclásio (Fig. 4.7b). Porém, na maioria das amostras a biotita é escassa e não apresenta orientação 
preferencial (Fig. 4. 7c-d). Uma geração secundária é xenoblástica e possui granulação muito fina a 
fina. Ocorre associada à cummingtonita e/ou hornblenda e é resultante da uralitização dos piroxênios. 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 39 
 
Figura 4.8 - Aspectos microestruturais do granulito máfico. (a - b) Substituição pseudomórfica de ortopiroxênio 
por cummingtonita e substituição marginal do clinopiroxênio por hornblenda. LPP e LPX, Lâmina DS-11-41 
(Ponto AM-41); (c) Microestrutura núcleo-manto em plagioclásio. Lâmina DS-11-44 (Ponto AM-44); (d) 
Microestrutura núcleo-manto em quartzo. LPX, Lâmina K2C3 (Ponto K2); (e - f) Grãos segmentados de 
clinopiroxênio e hornblenda, envoltos em matriz de grãos cominuídos. Destaque para o quartzo poligonal. LPP e 
LPX, Lâmina DS-11-44 (Ponto AM-44). Abreviações: Cpx – clinopiroxênio; Cum – cummingtonita; Grt – 
granada; Hbl – hornblenda; Opx – Ortopiroxênio; Pl - plagioclásio; Qz – quartzo; Scp – escapolita. 
 
O quartzo é xenoblástico e sua granulação varia de muito fina a grossa (0,05 – 8,0 mm). 
Ocorre, sobretudo, em agregados monominerálicos, nos quais exibe contatos interlobados a ameboides 
(Fig. 4.8d). Em agregados de granulação fina foram observados também contatos poligonais (Fig. 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 40 
4.8F). Exibe pronunciada extinção ondulante e nos grãos maiores observam-se subgrãos, os quais por 
vezes definem a microestrutura tabuleiro de xadrez. 
A granada é xenoblástica a subidioblástica e sua granulação varia de muito fina a fina (0,05 – 
1,0 mm). Apresenta aspecto turvo devido a inclusões de minerais opacos, os quais constituem uma 
fina “poeira” opaca ou ocorrem sob a forma de simplectitas (Fig. 4.7c-d). Porta também inclusões de 
biotita e plagioclásio. Na matriz, ocorre espacialmente associada à biotita. Ademais, constitui coronas 
em torno de minerais opacos e plagioclásio, quando este está em contato com clinopiroxênio ou 
hornblenda (Fig. 4.7e-f). 
 
4.2.3. Granulito aluminoso 
O granulito aluminoso se individualiza dos demais litotipos até então descritos devido à 
particularidade de sua composição, na qual se destacam os minerais aluminosos como a granada, a 
biotita, o espinélio e a sillimanita. Em escala macroscópica, a rocha é foliada e exibe um pronunciado 
bandamento composicional milimétrico, definido por níveis melanocráticos compostos por biotita e 
ortopiroxênio, intercalados com níveis leucocráticos de composição quartzo-feldspática (Fig. 4.3d). A 
granada é porfiroblástica, de tonalidade avermelhada e atinge até 2 cm. Os granulitos aluminosos 
comumente exibem indícios de fusão parcial, que incluem afloramentos com leucossoma rico em 
granada (Fig. 4.9a) e afloramentos constituídos apenas por melanossoma rico em ortopiroxênio, 
granada, plagioclásio e biotita (Fig. 4.9b). 
Em termos texturais, a rocha é inequigranular porfiroblástica/porfiroclástica com matriz 
granolepidoblástica. A granulação varia de muito fina a média para a matriz e grossa para os 
porfiroblastos/porfiroclastos. A composição modal é formada por granada (9 – 40%), plagioclásio (15 
– 25%), quartzo (10 – 30%), biotita (2 – 25%), feldspato potássico (0 – 40%) e ortopiroxênio (0 – 
30%). Os minerais menores são apatita, epidoto, hercinita, sericita, sillimanita, zircão e minerais 
opacos, sendo o principal deles a ilmenita. 
A textura granolepidoblástica é definida por palhetas de biotita, orientadas segundo uma 
foliação que comumente contorna os porfiroblastos de granada. Os minerais apresentam evidências de 
deformação, recristalização dinâmica e recristalização estática similares àquelasjá descritas nos 
litotipos anteriores, com destaque para kink bands em biotita e ortopiroxênio e ribbons de quartzo 
deformado. Entre as microestruturas de reação/exsolução destacam-se as texturas coroníticas e os 
intercrescimentos pertítico, antipertítico e simplectítico. 
A granada é porfiroblástica, subidioblástica a xenoblástica e por vezes ameboide. Sua 
granulação varia de fina a muito grossa (0,1 – 20 mm). Pode apresentar-se poiquiloblástica, contendo 
inclusões arredondadas a ameboides de todos os outros constituintes da rocha (4.10a-b), além de 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 41 
 
 
Figura 4.9 - Aspectos petrográficos e microscópicos do granulito aluminoso. (a) Amostra de granulito 
aluminoso com leucossoma rico em granada (Ponto HMI-9). (b) Amostra de granulito aluminoso com 
bandamento composicional formado por opx + plg na base e grt + bt no topo da amostra. (Ponto K39). (c) 
Porfiroblasto de granada com inclusões de hercinita e biotita. LPP, Lâmina A7-32 (Ponto HMI-9); (d) Inclusões 
aciculares de sillimanita em granada. LPX, Lâmina DS-14-125 (Ponto MM-125); (e) Filme de plagioclásio 
envolvendo parcialmente a granada. LPX com lâmina de quartzo, Lâmina DS-14-125 (Ponto MM-125); (f) 
Porfiroblasto de granada com inclusões feldspáticas ameboides e que envolve parcialmente embaiamentos 
quarto-feldspáticos. LPX com lâmina de quartzo, Lâmina A7-32 (Ponto HMI-9). Abreviações: Bt – biotita; Grt – 
granada; Hc – hercinita; Kfs – feldspato potássico; Opx – ortopiroxênio; Pl - plagioclásio; Qz – quartzo; Sill – 
sillimanita. 
 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 42 
hercinita (Fig. 4.9c) e sillimanita (Fig. 4.9d), as quais só foram observadas inclusas neste mineral. A 
hercinita é xenoblástica e possui granulação fina (até 0,6 mm), enquanto a sillimanita é acicular com 
granulação fina (até 0,2 mm). A granada também aprisiona total ou parcialmente inclusões ameboides 
ou embaiamentos compostos por agregados quartzo-feldspáticos (Fig. 4.9e-f). Nestes embaiamentos 
são observados filmes de plagioclásio na interface entre a granada e os outros minerais do agregado 
(Fig. 4.9e). Uma geração tardia, simplectítica, constitui coronas em torno da granada porfiroblástica e 
dos minerais opacos (Fig. 4.10c). De maneira geral, os grãos se mostram variavelmente fraturados. 
O ortopiroxênio é xenoblástico e exibe nítido pleocroísmo em tonalidades de verde-claro a 
rosa-acastanhado, o qual é característico do hiperstênio. Sua granulação varia de fina a grossa (0,1 – 7 
mm). Alguns grãos estão deformados, o que é evidenciado pela presença de extinção ondulante e kink 
bands (Fig. 4.10d). Geralmente está fraturado e apresenta substituição parcial por biotita ao longo 
dessas fraturas. São comuns as inclusões de apatita, biotita, quartzo e plagioclásio. 
A biotita é fortemente colorida e o seu pleocroísmo varia entre o castanho-avermelhado e o 
amarelo claro. É xenoblástica a subidioblástica e possui granulação muito fina a média (0,05 – 2,5 
mm). Define uma foliação incipiente e descontínua que geralmente contorna os porfiroblastos de 
granada e ortopiroxênio. Alguns grãos estão deformados e exibem extinção ondulante e kink bands. 
Contém inclusões de zircão e minerais opacos. Uma geração secundária é resultante da substituição do 
ortopiroxênio e ocorre principalmente ao longo de suas fraturas. Caracteriza-se pela granulação muito 
fina a fina e pelo pleocroísmo entre tons de marrom-esverdeado e amarelo-claro. 
O plagioclásio constitui porfiroclastos xenoblásticos e antipertíticos que apresentam 
granulação fina a grossa (0,1 – 5 mm) (Fig. 4.10e). Seus contatos são interlobados a ameboides, ou por 
vezes poligonais. Comumente exibe evidências de deformação, tais como extinção ondulante e macla 
polissintética com lamelas tortas e acunhadas. Alguns grãos são zonados e em geral o plagioclásio está 
variavelmente sericitizado e/ou saussuritizado e fraturado. 
O quartzo é xenoblástico e sua granulação varia de muito fina a média (0,05 – 4,0 mm). 
Constitui agregados cujos grãos apresentam contatos interlobados a ameboides. Cristais maiores 
exibem fortes evidências de deformação como extinção ondulante, bandas de deformação e subgrãos, 
os quais por vezes configuram a microestrutura “tabuleiro de xadrez”. Também é comum ocorrer na 
forma de ribbons alongados segundo a foliação e que também exibem feições indicativas de 
deformação dúctil (Fig. 4.10f). 
O feldspato potássico é pertítico, xenoblástico, por vezes porfiroclástico e sua granulação 
varia de muito fina a grossa (0,01 – 6,0 mm). Não exibe a macla tartan, sugerindo tratar-se do 
ortoclásio. Pode exibir microestrutura núcleo-manto, quando ocorre envolvido por grãos muito finos. 
Seus contatos são interlobados a suturados e é comum a presença de extinção ondulante. 
 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 43 
 
 
Figura 4.10 - Aspectos microestruturais do granulito aluminoso. (a-b) Granada com inclusão de plagioclásio 
que por sua vez contém inclusão de ortopiroxênio. LPP e LPX, Lâmina K39 (Ponto K39); (c) Granada 
porfiroblástica (Grt1) envolta por corona de granada simplectítica (Grt2), a qual também envolve ilmenita. LPP, 
Lâmina K39 (Ponto K39); (d) Kink bands e extinção ondulante em ortopiroxênio. LPX, Lâmina K39 (Ponto 
K39); (e) Plagioclásio porfiroclástico antipertítico. LPP, Lâmina K46A (Ponto K46); (f) Ribbon de quartzo com 
feições de deformação dúctil. LPX, Lâmina DS-14-125 (Ponto MM-125). Abreviações: Bt – biotita; Grt – 
granada; Ilm – ilmenita; Kfs – feldspato potássico; Opx – ortopiroxênio; Pl - plagioclásio; Qz – quartzo. 
 
 
 
 
 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 44 
 
 
 
 
CAPÍTULO 5 
QUÍMICA MINERAL 
5.1. INTRODUÇÃO 
As fases minerais principais dos litotipos de fácies granulito foram analisadas por microssonda 
eletrônica (MSE) e por espectrometria de energia dispersiva de raios X acoplada a microscópio 
eletrônico de varredura (MEV-EDS). Os dados obtidos foram selecionados e tratados no software 
Minpet 2.02 (Richard 1995), onde foram calculadas as porcentagens catiônicas e as fórmulas 
químicas. Esses resultados foram utilizados para a classificação mineralógica das fases em diagramas 
específicos, produzidos nos softwares Minpet 2.02 (op. cit.) e Microsoft Office Excel 2007. 
Os minerais analisados foram anfibólio (Amp), biotita (Bt), clinopiroxênio (Cpx), espinélio 
(Spl), feldspato potássico (Kfs), granada (Grt), ortopiroxênio (Opx), plagioclásio (Pl) e minerais 
opacos, sendo estes ilmenita (Ilm) e magnetita (Mag). Sempre que possível, as análises foram 
efetuadas no centro e nas bordas dos grãos, a fim de se identificar possíveis variações composicionais. 
No caso de minerais como granada e plagioclásio, as análises foram efetuadas segundo seções 
transversais, com a finalidade de se verificar a existência de zonamento químico. As análises que 
apresentaram problemas de fechamento foram desconsideradas para esta interpretação. 
A tabela 5.1 sumariza as informações obtidas para os litotipos de fácies granulito. Os 
resultados das análises e as fórmulas químicas calculadas estão apresentados no anexo III. Além dos 
dados produzidos nesta pesquisa, foram adicionadas as composições químicas da granada e da biotita 
analisadas em MSE por Jordt-Evangelista (1996) em amostra do biotita ± granada granulito félsico. 
 
Tabela 5.1 - Sumário dos dados de química mineral obtidos para os litotipos de fácies granulito. 
Litotipo 
Amostra 
analisada 
Nº total de 
pontos efetuados 
Método de análise Minerais analisados 
Bt granulito 
félsico 
HMI11C 2 MSE Bt, Grt 
Opx granulito 
félsico 
K11A 20 MSE Amp, Bt, Grt, Ilm Kfs, Opx, Pl. 
Granulito 
máfico 
K2C3 
K7B 
K11D2 
K26 
18 
50 
43 
67 
MSE 
MEV-EDS 
Amp, Bt, Cpx, Grt, Opx, Pl. 
Amp, Bt, Grt, Ilm, Pl. 
MEV-EDSMEV-EDS 
Amp, Cpx, Grt, Ilm, Opx, Pl. 
Amp, Bt, Cpx, Grt, Ilm, Opx, Pl. 
Granulito 
aluminoso 
K39 
HMI9B 
DS-14-125B 
33 
22 
63 
MSE 
MSE 
MEV-EDS 
Bt, Grt, Ilm, Opx, Pl, Spl. 
Bt, Grt, Kfs, Opx, Pl, Spl. 
Bt, Grt, Ilm, Mag, Opx, Pl, Spl. 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 46 
5.2. ANFIBÓLIO 
Os anfibólios analisados ocorrem no ortopiroxênio granulito félsico e no granulito máfico. A 
composição química foi determinada a partir de sete análises por MSE e vinte análises por MEV-EDS. 
O cálculo da fórmula química seguiu as recomendações de Leake et al. (1997) e Schumacher (1991). 
De acordo com tais autores, a classificação dos anfibólios é baseada no conteúdo químico da 
fórmula padrão AB2C5
VIT8
IVO22(OH)2, onde cada sítio cristalográfico é ocupado por íons de tamanho 
específico. Sabe-se que os métodos analíticos aplicados não distinguem valências diferentes de um 
mesmo elemento. Como na maioria dos silicatos ferromagnesianos o conteúdo de Fe2+ predomina 
sobre o de Fe3+, em resultados de análises químicas o Fe total costuma ser apresentado como FeO. No 
entanto, a maior parte dos anfibólios apresenta algum conteúdo de Fe3+ (Leake 1978; Robinson et. al. 
1982) o que torna necessário que o FeO obtido seja recalculado, resultando em uma soma diferente de 
cátions e, consequentemente, em uma nova classificação. 
O recálculo é baseado em uma fórmula anidra com 23 átomos de oxigênio. Cada sítio 
cristalográfico apresenta limites estequiométricos (subtotais de cátions) específicos, os quais são 
usados para avaliar se a análise ou o cálculo da fórmula química estão adequados. O conteúdo de Fe3+ 
pode ser estimado a partir de cinco hipóteses estequiométricas, que fornecerão cinco fórmulas 
distintas: 
(i) Fe3+ zero (Todo o Fe é considerado FeO); 
(ii) Fe3+ mínimo (normalização em 15 cátions, excluindo Na e K - 15eNK); 
(iii) Fe3+ máximo (normalização em 13 cátions, excluindo Ca, Na e K - 13eCNK); 
(iv) Fe3+ médio (média entre 15eNK e 13eCNK); 
(v) Fe3+ total (normalização em 15 cátions, excluindo K - 15K). 
A fim de se averiguar qual estimativa empírica é ideal para a determinação da fórmula dos 
anfibólios, ou seja, aquela que satisfaz a todos ou ao maior número de critérios estequiométricos, as 
análises foram calculadas segundo as cinco hipóteses. Dentre elas, a normalização 15eNK, a qual 
considera a existência de um teor mínimo de Fe3+, apresentou os melhores fechamentos (Anexo III). 
Este resultado é condizente com as condições predominantemente redutoras da fácies granulito. 
De acordo com a mesma normalização, os anfibólios foram classificados como monoclínicos 
cálcicos, uma vez que as análises atendem às condições (Ca+Na)B ≥ 1,0 e NaB < 0,5, além de CaB≥ 1,5 
(Leake et al. 1997) (Fig. 5.1). 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 47 
 
Figura 5.1 - Classificação geral dos anfibólios segundo diagrama de Hawthorne (1983). 
 
Dentre os anfibólios cálcicos, Leake et. al. (op. cit) apresentam classificações diversas 
segundo parâmetros como (Na+K)A, CaA, Ti, AlVI e Fe3+. A maioria das análises por MEV-EDS em 
anfibólios do granulito máfico apresentam (Na+K)A < 0,5 e CaA < 0,5. A plotagem dos dados no 
diagrama correspondente indica que tais anfibólios são Mg-hornblenda, Fe-hornblenda e 
subordinadamente, tschermakita (Fig. 5.2). 
 
 Parâmetros do diagrama: CaB ≥ 0,5; (Na+K)A < 0,5; CaA < 0,5. 
 
Figura 5.2 - Classificação dos anfibólios cálcicos de granulitos máficos segundo diagrama de Leake et. al. 
(1997). 
 
http://academic.research.microsoft.com/Author/18397624/frank-c-hawthorne
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 48 
 Os anfibólios analisados por MSE, encontrados nos granulitos félsico e máfico, além de três 
análises determinadas por MEV-EDS no granulito máfico, apresentam (Na+K)A ≥ 0,5 e Ti < 0,5. As 
análises obtidas por MSE resultaram em AlVI ≥ Fe3+, o que determina que sejam plotadas no diagrama 
da figura 5.3a, segundo o qual os anfibólios correspondem à edenita para o granulito máfico e Fe-
pargasita para o félsico. As análises obtidas por MEV-EDS possuem AlVI < Fe3+ e dessa forma devem 
ser plotadas no diagrama da figura 5.3b, a partir do qual foram classificadas como Mg-hastingsita. 
 
 CaB ≥ 0,5; (Na+K)A ≥ 0,5; Ti < 0,5; AlVI ≥ Fe3+. CaB ≥ 0,5; (Na+K)A ≥ 0,5; Ti < 0,5; AlVI < Fe3+. 
 
Figura 5.3: Classificação dos anfibólios cálcicos de granulitos félsicos e máficos segundo diagramas de Leake 
et. al. (1997). (a) Análises por MSE. (b) Análises por MEV-EDS. 
 
 
5.3. BIOTITA 
Biotita ocorre em todos os litotipos de fácies granulito. O estudo da sua composição química 
baseou-se em 13 análises por MSE e 13 análises por MEV-EDS. A fórmula química foi calculada em 
base anidra, com normalização em 22 átomos de oxigênio e considerando todo o ferro como Fe2+, 
conforme recomendado por Dymek (1983) para biotitas de rochas de alto grau. 
As composições químicas da biotita foram plotadas em diagrama binário AlIV versus 
Fe/Fe+Mg, de Deer et. al. (1992). De modo geral, as análises obtidas por MSE concentram-se no 
campo da flogopita e apresentam pequenas variações composicionais. O número de íons de AlIV varia 
de 2,35 a 2,51, enquanto a relação Fe/Fe+Mg está entre 0,26 a 0,48 (Fig. 5.4a). 
Nas amostras analisadas via MEV-EDS as variações composicionais são mais evidentes, 
principalmente em relação ao AlIV. O número de íons deste elemento varia de 2,04 a 2,50, enquanto a 
relação Fe/Fe+Mg está entre 0,27 e 0,55. As análises referentes à biotita do granulito aluminoso se 
restringem ao campo da flogopita, enquanto aquelas realizadas em biotita do granulito máfico 
concentram-se no limite entre os campos da flogopita e da anita (Fig. 5.4b). 
Desse modo, verifica-se que a biotita estudada apresenta composição predominantemente 
magnesiana, sendo que os maiores teores deste elemento estão associados ao granulito aluminoso. 
Segundo Dymek (1983), conteúdos elevados de Mg são comuns em biotita de alto grau. 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 49 
 
Figura 5.4 - Classificação da biotita segundo diagrama de Deer et. al. (1992). (a) Análises por MSE. (b) 
Análises por MEV. 
 
Os resultados analíticos da biotita apresentam concentrações elevadas de TiO2 (2,8 a 7,0%) e a 
razão molar XMg (Mg/Fe+Mg) varia de 0,45 a 0,74. A plotagem dos dados em um diagrama binário Ti 
versus XMg sugere uma correlação inversa entre essas duas variáveis, exceto nas análises da biotita da 
amostra K39 (Fig. 5.5). A correlação inversa pode ser explicada pela substituição (Ti+4)VI + ( )VI 
2(Mg2+)VI, descrita por diversos autores em biotitas de fácies granulito (e.g. Guidotti et al., 1977; 
Dymek 1983). No entanto, segundo Guidotti et al. (1977) teores elevados de Mg inibem esta 
substituição, o que poderia esclarecer o comportamento diferenciado da biotita do granulito 
aluminoso, representado pela amostra K39, a qual apresenta os maiores teores de MgO (16,8 – 17,2% 
em peso). 
 
Figura 5.5 - Diagrama binário XMg x Ti (íons por fórmula unitária) com as análises representativas de biotita. 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 50 
5.4. ESPINÉLIO 
Conforme descrito no capítulo quatro, o espinélio ocorre somente incluso em granadas do 
granulito aluminoso. O estudo da sua composição química foi baseado em seis análises por MSE e 
dois análises por MEV-EDS. Para o cálculo da fórmula química foram considerados 32 átomos de 
oxigênio e todo o Fe como Fe2+ (Deer et. al. 1992). A tabela 5.2 apresenta a fórmula química média 
para cada grão analisado. 
 
Tabela 5.2 - Fórmula química média do espinélio por grão analisado. 
Amostra 
Método de 
análise 
Nº de grãos 
analisados 
Nº de pontos 
por grão 
Fórmula química média 
por grão 
HMI-9B MSE 1 2 (Mg0,20 Fe0,64 Zn0,16) (Al1,77 Cr0,23)O4 
K39 MSE2 2 
(Mg0,40 Fe0,52 Zn0,08) (Al1,92 Cr0,08) O4 
(Mg0,35 Fe0,45 Zn0,20) Al1,95 Cr0,05 O4 
DS-14-125B MEV-EDS 1 2 (Mg0,44 Fe0,56 ) Al2,0 O4 
 
Os resultados da MSE mostram que o espinélio possui uma composição intermediária entre os 
três componentes da série do espinélio: hercinita (Fe2+Al2O4), espinélio sensu strictu (s.s) (MgAl2O4) e 
gahnita (ZnAl2O4). As análises indicam também uma pequena substituição de Al por Cr. Nas análises 
via MEV-EDS os elementos Zn e Cr não foram identificados. Em razão da predominância do teor de 
Fe sobre os demais componentes, o espinélio foi classificado como hercinita. 
 
5.5. FELDSPATOS 
Feldspatos ocorrem em todos os litotipos de fácies granulito. O feldspato potássico foi 
observado no granulito félsico e no granulito aluminoso, enquanto o plagioclásio é encontrado em 
todas as amostras analisadas. A composição química foi determinada por meio de 18 análises por MSE 
e 45 análises por MEV-EDS. O cálculo da fórmula química foi baseado em 32 átomos de oxigênio 
(Deer et. al. 1992). 
As análises foram plotadas em diagrama ternário segundo os componentes Ortoclásio (Or) – 
Albita (Ab) – Anortita (An). De acordo com os resultados obtidos por MSE, o plagioclásio dos 
granulitos félsico e máfico corresponde à andesina, com An42-43 para o granulito félsico e An41-43 para o 
granulito máfico. O granulito félsico apresenta feldspato potássico com An1Ab10Or89 (Fig. 5.6a). 
A composição do plagioclásio do granulito aluminoso é mais variada. Os resultados das 
análises da amostra K39 se situam nos campos da andesina (An44-45) e labradorita (An50-51), enquanto o 
da amostra HMI-9B se localiza no campo do oligoclásio (An24) Esta amostra apresenta também 
feldspato potássico com An1Ab8Or91 (Fig. 5.6a). 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 51 
As análises via MEV-EDS foram realizadas somente no plagioclásio. O granulito aluminoso 
apresenta o plagioclásio mais sódico, cuja composição varia de oligoclásio (An26) a andesina (An37). A 
pequena quantidade de Or em uma das análises se deve à existência de exsoluções de antipertita (Fig. 
5.6b). 
No granulito máfico as análises se concentram no campo da andesina e as variações 
composicionais são pequenas. A classificação do plagioclásio varia de: oligoclásio (An30) a andesina 
(An46) na amostra K7B, de andesina (An33) a labradorita (An51) na amostra K26 e de andesina (An36) a 
labradorita (An55) na amostra K11D (Fig. 5.6b). 
 
Figura 5.6 - Classificação dos feldspatos em diagrama ternário segundo os componentes Ortoclásio (Or) – 
Albita (Ab) – Anortita (An). (a) Análises por MSE. (b) Análises por MEV-EDS. 
 
5.6. GRANADA 
Granada é uma fase mineral comum nos litotipos de fácies granulito. No granulito aluminoso, 
ela representa um constituinte maior (teor ≥5%), é porfiroblástica e contém inclusões de todos os 
outros minerais da rocha (Fig. 5.7). Neste litotipo ela ocorre ainda em uma geração tardia, que 
constitui coronas em torno da granada porfiroblástica e de minerais opacos, como também define um 
intercrescimento simplectítico com estes. No litotipo máfico e no ortopiroxênio granulito félsico este 
mineral é menos abundante. Sua granulação é fina e seus grãos ocorrem idioblásticos (Fig. 5.8) ou 
esqueletiformes, neste caso, devido ao intercrescimento simplectítico com minerais opacos. 
O estudo da composição química da granada foi baseado em 23 análises por MSE e 41 
análises por MEV-EDS, efetuadas na borda e no núcleo dos grãos. Em duas amostras analisadas via 
MEV-EDS foram realizados perfis composicionais a fim de se verificar a existência de zonamento 
químico. O cálculo da forma química foi normalizado em 12 oxigênios e todo o Fe foi considerado 
Fe2+ (Deer et al. 1992). 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 52 
Os resultados analíticos obtidos via MSE mostram que as granadas consistem de uma solução 
sólida dos componentes almandina-grossulária-piropo-espessartita-uvarovita. Os teores de Al2O3 não 
se diferenciam em função do litotipo e variam de 17,7 a 23,4%. Da mesma forma, a variação no 
conteúdo de FeO não é relevante entre as diversas granadas. O teor deste óxido é elevado em todas as 
análises (27 - 32%), o que resultou na permanente predominância do componente almandina em sua 
composição, o que é típico na fácies granulito (Deer et al. op. cit). 
Com relação aos demais óxidos, as granadas se distinguem consideravelmente umas das 
outras. A granada porfiroblástica do granulito aluminoso apresenta os maiores teores de MgO (6,2 – 
9,9%), mas também os menores teores de CaO (1,5 – 2,9%) e MnO (0,6 – 1,5%). Ela se diferencia 
discretamente da granada coronítica e provavelmente tardia que também ocorre nesses litotipos. Esta 
possui menores teores de MgO (4,3 – 5,9%) e maiores teores de CaO (1,4 – 4,4%) e MnO (1,1 - 
1,6%). A granada porfiroblástica do biotita ± granada granulito félsico apresenta teores de MgO 
(5,86%), CaO (1,6%) e MnO (1,43%) intermediários (Jordt-Evangelista 1996). 
No caso das granadas simplectíticas que ocorrem nos granulitos félsico e máfico, as diferenças 
composicionais são mais evidentes. Os teores de MgO correspondem a 2,7 – 3,6% nas amostras do 
primeiro litotipo e 5,0 - 5,2% naquelas do segundo. Já os teores de CaO são bem mais elevados do que 
no litotipo aluminoso. Estes variam de 6,2 – 7,0% na granada do litotipo félsico e corresponde a 6,8% 
naquela do litotipo máfico. O conteúdo de MnO também é consideravelmente mais elevado, variando 
de 1,4 – 2,2% no mineral do granulito félsico e de 1,5 – 1,7% naquele do litotipo máfico. 
O conteúdo de Cr2O3 é muito baixo em todos os litotipos. O teor mais elevado ocorre na 
granada porfiroblástica e corresponde a 0,2%, o que não o torna representativo. A tabela 5.3 apresenta 
a composição química média de cada tipo de granada em cada litotipo, baseada em seus membros 
finais. 
 Tabela 5.3 - Composição química média da granada analisada por MSE. 
Litotipo Amostra Tipo de granada Composição (%) 
Bt ± grt gran. 
félsico 
HMI-6C Porfiroblástica alm69,1 prp23,0 grs4,6 sps3,3 
Opx granulito 
félsico 
K11A 
Simplectítica, intercrescida com minerais 
opacos. 
alm65,4 grs18,5 prp12,0 sps4,0 uv0,1 
Granulito 
máfico 
K2C3 
Simplectítica, intercrescida com minerais 
opacos. 
alm58,5 prp19,5 grs18,5 sps3,4 uv0,1 
Granulito 
aluminoso 
K39 
Porfiroblástica 
Coronítica em torno de mineral opaco. 
alm57,8 prp33,7 grs6,5 sps1,7 uv0,3 
alm63,0 prp22,4 grs11,5 sps2,5 uv0,6 
Granulito 
Aluminoso 
HMI-9B 
Porfiroblástica 
Coronítica em torno de granada 
porfiroblástica. 
alm67,0 prp25,6 grs4,1 sps3,1 uv0,2 
alm71,3 prp20,1 grs4,9 sps3,4 uv0,3 
 
 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 53 
Os resultados das análises por MEV-EDS não se diferenciaram consideravelmente daqueles 
apresentados pela MSE. O teor de Al2O3 é semelhante entre as granadas e equivale, em média, a 21% 
em peso. Do mesmo modo, o conteúdo de FeO permanece elevado em todas as análises, variando de 
25,8% a 37,4%. 
A granada porfiroblástica do litotipo aluminoso, assim como mostrado pelas análises por 
MSE, apresenta os maiores teores de MgO (7,3 – 11,4%) e em contrapartida, os menores teores de 
MnO (0,05 – 1,4%) e CaO (0,6 – 2,0%). Esta não se diferencia substancialmente da granada 
simplectítica presente no mesmo litotipo, cujos teores de MgO também são elevados (7,1 – 7,8%), ao 
contrário do que ocorre com o MnO (0,1 – 1,2%) e o CaO (1,0%). 
Quanto à granada simplectítica observada no granulito máfico, as diferenças composicionais 
em relação ao mineral do litotipo aluminoso continuam evidentes. Seu teor de MgO é baixo e equivale 
a 3,5% na amostra K7C, enquanto que em K26 este varia de 1,8 a 4,8%. Já os teores de CaO são bem 
mais elevados, variando de 4,4 a 6,0% na amostra K7C e de 5,2 a 8,7% em K26. Os teores de MnO 
são muito variados entre as análises e em algumas delaseste óxido não foi detectado, devido 
provavelmente à sua baixa concentração. Este corresponde a 4,2% na amostra K7C e está entre 0,3 – 
5,0 na amostra K26. O mesmo aconteceu com o Cr2O3, o qual havia apresentado baixos teores nas 
análises por MSE, mas que não foi identificado pelo MEV-EDS. 
Logo, todas as granadas analisadas por MEV-EDS apresentam a almandina como o principal 
componente de sua solução sólida, seguida pelo piropo na granada do litotipo aluminoso e pela 
grossulária no mineral do granulito máfico (Figs. 5.7, 5.8). A tabela 5.4 apresenta a composição 
química média de cada tipo de granada presente em cada litotipo, baseada em seus membros finais. 
 
Tabela 5.4: Composição química média da granada analisada por MEV-EDS. 
Litotipo Amostra Tipo de granada Composição (%) 
Granulito 
Aluminoso 
DS-14-125B 
Porfiroblástica 
Simplectítica, intercrescida com minerais 
opacos. 
alm62,4 prp33,8 grs2,8 sps1,0 
alm67,3 prp28,5 grs2,7 sps1,5 
 
Granulito 
Máfico 
K7C 
Simplectítica, intercrescida com minerais 
opacos. 
alm66,1 grs15,1 prp14,0 sps4,8 
Granulito 
Máfico 
K26 
Simplectítica, intercrescida com minerais 
opacos. 
alm63,4 grs19,1 prp12,5 sps5,0 
 
Os perfis composicionais núcleo-borda realizados na granada porfiroblástica do granulito 
aluminoso e na granada simplectítica do granulito máfico mostram que os grãos analisados não 
apresentam um zonamento composicional pronunciado, o que já era esperado, uma vez que na fácies 
granulito é mais comum a homogeneização da composição química devido às elevadas temperaturas. 
Além disso, o número elevado de fraturas e inclusões nos porfiroblastos pode ter comprometido a 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 54 
definição do mesmo. É possível verificar, em vários perfis, somente um zonamento reverso incipiente, 
ou seja, um decréscimo de Mg acompanhado por acréscimo de Fe e, ocasionalmente, de Ca (Figs. 5.7, 
5.8). De acordo com Dempster (1985), esta característica é comum em granadas formadas na zona da 
sillimanita superior e reflete a eliminação do zonamento original, devido à extensiva difusão de 
cátions no interior da granada. Segundo o mesmo autor, o zonamento reverso é desenvolvido após o 
pico metamórfico. 
 
 
Figura 5.7 - Perfil composicional núcleo-borda em granada porfiroblástica do granulito aluminoso (Amostra 
DS-14-125B). À esquerda, imagem gerada por MEV com a localização das análises. 
 
 
 
Figura 5.8 - Perfil composicional núcleo-borda em granada do granulito máfico (Amostra K26). À esquerda, 
imagem gerada por MEV com a localização das análises. 
 
5.7. PIROXÊNIOS 
Os piroxênios ocorrem nos litotipos máfico, aluminoso e no ortopiroxênio granulito félsico. O 
estudo de sua composição química foi baseado em 16 análises por MSE e 36 análises por MEV-EDS. 
A fórmula química foi calculada com base em 06 oxigênios e todo o Fe foi considerado Fe2+ (Deer et 
al. 1992). 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 55 
Os resultados analíticos foram plotados em diagrama ternário Wollastonita (Wo) – Enstatita 
(En) – Ferrossilita (Fs). De acordo com as análises obtidas por MSE, o ortopiroxênio dos granulitos 
máfico e aluminoso corresponde ao hiperstênio, com enstatita em torno de 56% para o primeiro e 
variando entre 57 - 66% para o segundo. Já no granulito félsico, este mineral é menos magnesiano e 
sua composição corresponde ao ferro-hiperstênio, com enstatita variando entre 46 – 48%. O 
clinopiroxênio ocorre somente no granulito máfico e sua composição corresponde ao diopsídio (Fig. 
5.9a). 
Os dados obtidos via MEV-EDS são bastante similares aos resultados da MSE. A composição 
do ortopiroxênio da maioria das análises corresponde ao hiperstênio, sendo que o mais magnesiano 
deles ocorre no granulito aluminoso (En 62 – 64%). No granulito máfico o componente enstatita fica 
entre 50 - 57%, sendo que somente uma análise corresponde ao ferro-hiperstênio, com En 45%. O 
clinopiroxênio está presente apenas no granulito máfico e sua composição corresponde 
majoritariamente ao diopsídio (Fig. 5.9b). 
 
 
Figura 5.9 - Classificação dos piroxênios em diagrama ternário segundo os componentes Wollastonita (Wo) – 
Enstatita (En) – Ferrossilita (Fs). (a) Análises por MSE. (b) Análises por MEV-EDS. 
 
5.8. MINERAIS OPACOS 
Os minerais opacos, que foram identificados por microscopia de luz refletida e tiveram a sua 
composição determinada por MEV-EDS e por MSE, ocorrem em todos os litotipos de fácies granulito, 
mas somente como um constituinte menor (teor ≤ 5%). O principal deles corresponde à ilmenita, na 
qual foram realizadas três análises por MSE e oito por MEV-EDS. A magnetita foi determinada por 
meio de duas análises via MEV-EDS. A fórmula química da ilmenita foi calculada com base em 06 
oxigênios e da magnetita com base em 32 oxigênios. 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 56 
A composição química da ilmenita não se diferencia consideravelmente entre os litotipos, 
assim como não ocorre com os resultados apresentados pelos dois métodos de análise. Segundo as 
análises via MEV-EDS, o seu teor de FeO varia entre 48 – 50% enquanto o de TiO2 está entre 50 – 
52%. De acordo com os dados apresentados pelo MEV-EDS, o conteúdo de FeO varia entre 44 – 52%, 
enquanto o de TiO2 se mantém entre 46 – 53%. De maneira geral, os minerais opacos ocorrem 
constantemente associados à granada, principalmente em intercrescimento simplectítico (Fig. 5.10). 
 
 
Figura 5.10 - Imagens de elétrons retroespalhados obtidas por MEV. (a) Intercrescimento simplectítico entre 
granada (Grt) e magnetita (Mag). (b) Detalhe da magnetita. 
 
 
 
 
 
CAPÍTULO 6 
GEOTERMOBAROMETRIA 
6.1. INTRODUÇÃO 
A estimativa das condições de pressão e temperatura (P-T) às quais uma determinada rocha foi 
submetida durante o seu metamorfismo é fundamental para a compreensão da evolução petrogenética 
dessa rocha, além de contribuir para o entendimento do ambiente tectônico no qual a mesma está 
inserida. Nesse contexto, rochas de fácies granulito são especialmente importantes, uma vez que elas 
constituem porções da crosta inferior e, portanto, podem fornecer informações valiosas acerca dos 
processos tectônicos envolvidos na evolução crustal (Harley 1989; Spear 1992). 
Geotermobarometria é a técnica que utiliza a dependência da pressão e da temperatura em 
relação a uma constante de equilíbrio para determinar as condições P-T de formação de assembleias 
minerais (Spear 1992). Logo, a premissa para a sua aplicação é que a associação mineral a ser usada 
nos cálculos termobarométricos represente o equilíbrio preservado de alguma parte da trajetória P-T 
seguida pela rocha (Poweel & Holland 2008). No entanto, tais autores salientam que esta é sempre 
uma interpretação geológica, uma vez que tal condição é impossível de ser provada, mesmo na 
ausência de feições que indiquem o desequilíbrio. 
Os métodos geotermobarométricos atuais baseiam-se em três abordagens distintas: a 
geotermobarometria convencional, a geotermobarometria otimizada e o cálculo de pseudosseções. A 
geotermobarometria convencional calcula as condições P-T utilizando reações químicas individuais, 
calibradas por investigação experimental direta e que relacionam um pequeno grupo de membros 
finais (Powell & Holland 1994). Os exemplos mais comuns incluem: os geotermômetros baseados em 
reações de troca de Fe2+ e Mg entre pares minerais, tais como granada-biotita ou granada-
ortopiroxênio; os geobarômetros baseados em reações com significativa variação de volume molar, 
tais como a transformação de anortita em grossularita + cianita + quartzo, denominada geobarômetro 
GASP. Essa abordagem resulta em um vasto acervo de padrões de reações calibradas (Powell & 
Holland 1994). 
Já a geotermobarometria otimizada baseia-se na combinação linear adequada de múltiplas 
reações entre os membros finaisda associação que representa o equilíbrio, incluindo reações que não 
foram experimentalmente calibradas, mas geradas a partir de um banco de dados termodinâmicos 
internamente consistente. Desse modo, toda a informação experimental disponível, e não apenas um 
subconjunto selecionado, é utilizada para a avaliação das condições P-T de formação da assembleia 
mineral. Um dos exemplos mais aplicados deste método é o Average P-T de Powell & Holland (1994) 
implementado no software THERMOCALC (Powell & Holland 1988). Dentre as diversas vantagens 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 58 
dessa abordagem em relação à anterior destaca-se a possibilidade de atribuições realistas de incertezas 
nos resultados e o seu mérito de consistência com o método das pseudosseções (Powell & Holland 
2008). 
O desenvolvimento de bancos de dados termodinâmicos internamente consistentes e de 
softwares como o THERMOCALC (Powell & Holland 1988) e o Perplex (Connolly 1990) viabilizou 
o cálculo de pseudosseções, que é considerado atualmente o método geotermobarométrico mais 
robusto. A pseudosseção é um tipo de diagrama de fases que mostra os campos de estabilidade de 
diferentes associações minerais em equilíbrio, para uma determinada composição de rocha total. Ao 
utilizar em seus cálculos a composição da rocha em vez da composição de fases minerais consideradas 
em equilíbrio, conforme as abordagens anteriores, a pseudosseção pode fornecer valiosas informações 
termobarométricas adicionais. Isso porque a composição da rocha fornece mais restrições sobre as 
condições P-T, indisponíveis nos métodos anteriores, tais como quando os minerais da associação 
mineral não são mais estáveis, ou quando novos minerais foram adicionados a essa associação (Powell 
& Holland 2008). 
Independente da abordagem adotada, cabe ressaltar que a geotermobarometria de granulitos 
apresenta dificuldades particulares. A princípio, essas rochas são favoráveis aos estudos 
geotermobarométricos por comumente conterem piroxênios e granadas, minerais para os quais existe 
um número extenso de calibrações termodinâmicas em condições P-T correspondentes àquelas de 
fácies granulito (Harley 1989). No entanto, a caracterização das condições P-T do pico metamórfico 
está sujeita a uma incerteza considerável, devido à propensão das fases minerais se reequilibrarem 
durante a exumação (Spear & Florence 1992). Reações entre as fases minerais e difusão intracristalina 
são diretamente dependentes da temperatura. A atuação desses processos subsequente ao pico 
metamórfico pode alterar severamente as composições químicas minerais e assim, inviabilizar a sua 
aplicação na geotermobarometria (Spear 1992). Ademais, a ocorrência de fusão parcial representa 
outro fator complicador, por criar complexidade estrutural, alterar o equílibrio das fases e a 
composição original da rocha, devido ao desenvolvimento e passível perda de leucossoma (Powell & 
Holland 2008). 
As condições P-T de metamorfismo do Granulito Pedra Dourada foram estimadas a partir da 
aplicação da geotermobarometria convencional e da geotermobarometria otimizada. Para tanto, foram 
utilizadas as análises de química mineral obtidas por MSE dos três litotipos de fácies granulito. A 
geotermometria convencional foi aplicada com o auxílio dos softwares: GPT (Reche & Martinez 
1996) para os granulitos félsicos, PTMAFIC (Soto & Soto 1995) para os granulitos máficos e RCLC 
(Pattison et al. 2003) para os granulitos aluminosos. Nos itens subsequentes referentes a esses litotipos 
serão fornecidas informações complementares acerca de cada um desses softwares. A 
geotermobarometria otimizada foi aplicada para os três litotipos com base no método Average P-T de 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 59 
Powell & Holland (1994) por meio do software THERMOCALC (Powell & Holland 1988). No item a 
seguir é apresentada uma breve descrição desse método. 
 
6.2. THERMOCALC E O MÉTODO AVERAGE P-T 
O THERMOCALC é um programa desenvolvido por Powell & Holland (1988) para 
solucionar problemas de equilíbrio mineral, utilizando um banco de dados termodinâmicos 
internamente consistente. A lógica para a geração do banco de dados e o modo como o mesmo foi 
gerado foram apresentados em Powell & Holland (1985) e Holland & Powell (1985). O 
THERMOCALC permite que os cálculos termodinâmicos sejam executados a partir de duas 
metodologias distintas: o Average P-T e a geração de diagramas de fases (e.g. pseudosseções). 
O Average P-T (ou avPT) envolve a atuação simultânea de várias geotermômetros e 
geobarômetros e obtém o valor médio das condições P-T a partir de um conjunto de reações que 
representam todos os equilíbrios disponíveis no banco de dados. Cada reação pode ser representada 
pela seguinte equação de equilíbrio termodinâmico: 
0 = ΔG° + RT lnK onde: 
ΔG° = variação na energia livre de Gibbs, determinada a partir do banco de dados termodinâmicos 
internamente consistente; 
R = constante dos gases de Boltzmann; 
T = temperatura; 
lnK = logaritmo da constante de equilíbrio da reação, calculado a partir das atividades dos membros 
finais em suas respectivas fases minerais. 
Na figura 6.1, as reações são representadas por retas no espaço P-T, envoltas por bandas que 
representam as incertezas inerentes à reação. Tais incertezas derivam de: i) erros nos dados 
termodinâmicos (principalmente nas entalpias dos membros finais); ii) imprecisões na determinação 
das composições minerais (e.g. erros da microssonda eletrônica) e iii) relações entre atividade-
composição (a –x) pouco conhecidas (Powell & Holland 1994). 
Quando apenas duas reações são analisadas (e.g. um geotermômetro e um geobarômetros, fig. 
6.1a) as condições P-T são definidas pela intersecção entre essas duas reações e o erro referente à 
posição dessa junção é representado pela elipse inscrita no polígono de intersecção das bandas (Fig. 
6.1a). A espessura das bandas e o tamanho da elipse representam o nível de incerteza na posição das 
reações e suas respectivas intersecções (Powell & Holland 1994). 
Quando três ou mais reações são consideradas para se determinar as condições P-T, serão 
obtidos três ou mais intersecções entre as reações (e.g. A, B e C, fig. 6.1b). Se as bandas de incertezas 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 60 
dessas reações se sobrepõem, elas são ditas concordantes entre si e é possível, a partir de um método 
estatístico, obter um valor único de P-T, o qual estará dentro do intervalo de incerteza das três (ou 
mais) reações. Neste caso, é aplicado o método dos mínimos quadrados, o qual varia a posição das 
reações, no limite de suas incertezas (erros) e considerando as correlações entre as atividades dos 
membros finais atuantes, até que todas elas se interceptem em um único ponto: o Average P-T (Fig. 
6.1b) (Powell & Holland 1994). 
 
Figura 6.1 - (a) Intersecção de duas reações independentes e a elipse de incerteza para P-T. (b) Efeito da adição 
de uma terceira reação com grau de incerteza maior. Modificado de Powell & Holland (1994). 
 
 A aplicação do método avPT tem início com o cálculo das atividades dos membros finais, a 
partir do tratamento dos dados de química mineral no programa AX (disponível em 
http://www.esc.cam.ac.uk/astaff/holland/). Assim, as atividades dos membros finais representam os 
dados de entrada no THERMOCALC e os erros intrínsecos a esses dados irão se propagar através do 
ln K e controlar a posição do P-T calculado. Outra variável determinante para os resultados do avPT é 
a atividade da fase fluida hidratada (aH2O), sendo que aH2O = 1 representa as condições saturadas em 
água e aH2O < 1 envolve minerais hidratados na ausência de influxo adicional de H2O. 
 Em relação à influência das correlações, pode-se dizer que apesar das atividades individuais 
dos membros finais serem independentes e portantoincorrelacionáveis, os valores de ln K geralmente 
são correlacionáveis. Assim, a mudança na atividade de um membro final levará à movimentação de 
todos os pontos de equilíbrio que envolvam tal membro final. Por exemplo, na figura 6.1b, caso as 
interseções A, B e C tenham um membro final em comum, qualquer mudança na atividade desse 
membro final resultará no deslocamento desses pontos. Portanto, segundo Poweel & Holland (op. cit.) 
(a) (b) 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 61 
é essencial levar em conta tais correlações quando várias reações são combinadas para se calcular um 
valor médio de P-T. 
 Uma das maiores vantagens na utilização do avPT no THERMOCALC em comparação com 
outros métodos é que esse programa permite avaliar a qualidade dos cálculos realizados e a influência 
dos dados de entrada por meio de uma tabela de diagnósticos. O principal parâmetro diagnóstico é o 
sigfit (σfit), que consiste em uma medida da dispersão das entalpias e atividades dos membros finais 
normalizados pelas suas incertezas. Se as incertezas nas entalpias e atividades são realistas, então o 
valor de σfit deverá ser próximo de 1,0. Entretanto é comum que esse valor seja maior que 1,0 e nesse 
caso, o programa irá informar o limite máximo desta variável para que a confiabilidade dos resultados 
seja de 95% (Powell & Holland 1994). O coeficiente de correlação (corr) indica o grau de dependência 
entre as variáveis P e T calculadas. Se o valor de corr é próximo de 1,0, então os valores de P e T estão 
fortemente correlacionados, ou seja, estabelecido um valor para T (ou P), o outro valor obtido estará 
bem delimitado. 
 Outro parâmetro diagnóstico extremamente útil é o hat value (hk), que consiste de uma medida 
direta do grau de influência de cada membro final (K) no resultado final dos cálculos. Assim, 
mudanças nas atividades de membros finais com hat values maiores irão alterar diretamente o valor do 
avPT. Por fim, o e* residual representa a razão entre as atividades dos membros finais obtidas a partir 
da química mineral e as atividades requeridas pelo THERMOCALC para que todos os equilíbrios se 
interceptem em um único ponto. Valores de e* superiores ao estabelecido pelo programa indicam que 
as atividades correspondentes não estão bem ajustadas. Caso o valor do σfit seja superior ao limite 
determinado, esses dois últimos diagnósticos devem ser analisados para estimar se, ainda assim, os 
resultados obtidos podem ser considerados confiáveis. Dessa forma é possível identificar e eliminar 
membros finais cujas atividades estejam destoantes do conjunto de dados (Poweel & Holland op. cit.). 
 
6.3. GRANULITO FÉLSICO 
 As condições P-T de metamorfismo do granulito félsico foram estimadas com o auxílio dos 
softwares GPT (Reche & Martinez 1996) e THERMOCALC versão 3.26 (Holland & Poweel 1998). A 
amostra estudada (K11-A) corresponde ao ortopiroxênio granulito félsico, cuja associação mineral 
principal é formada por feldspato potássico + plagioclásio + quartzo + ortopiroxênio + hornblenda + 
biotita + granada. Os resultados das análises de MSE e a fórmula química dos minerais usados nos 
cálculos P-T estão apresentados no anexo III. 
 O GPT consiste de uma planilha Excel que reúne calibrações de diversos autores para 72 
geotermômetros e 59 geobarômetros convencionais. Este software é orientado principalmente para o 
estudo de rochas metapelíticas e quartzo-feldspáticas (Reche & Martinez 1996). A escolha dos 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 62 
geotermômetros e geobarômetros baseou-se na associação mineral considerada em equilíbrio nas 
condições de fácies granulito. Para as estimativas de temperatura foi aplicado o geotermômetro 
Granada–Ortopiroxênio (Grt-Opx), o qual é baseado em reações de troca catiônica de Fe2+ e Mg entre 
essas fases minerais. As calibrações utilizadas foram Aranovich & Kosyakova (1984), Lee & Ganguly 
(1988), Bhattacharya et al. (1991) e Lal (1993), in Reche & Martinez (1996). O geotermômetro 
Granada-Biotita, frequentemente utilizado em estudos geotermométricos, não foi aplicado neste 
trabalho devido às altas taxas de difusão na biotita em condições de elevada temperatura, o que 
inviabiliza um registro seguro das condições do pico metamórfico (Spear 1992; Spear & Florence 
1992). Para as estimativas de pressão foi utilizado o geobarômetro Granada-Plagioclásio-
Ortopiroxênio-Quartzo (Grt-Opx-Pl-Qz), que é baseado em reações de transferência de cátions (net 
transfer equilibria). As calibrações aplicadas foram Perkins & Chipera (1985), Moecher et al. (1988), 
Bhattacharya et al. (1991) e Lal (1993), in Reche & Martinez (1996). 
 Na tabela 6.1 são apresentados os valores de P calculados no software GPT e obtidos a partir 
de análises realizadas no núcleo e borda dos minerais de interesse. As condições de P foram estimadas 
para a temperatura de 700 °C, que corresponde ao limite inferior da fácies granulito (Yardley 2004), e 
950 °C, uma vez que não foram identificadas associações minerais diagnósticas de ultra-alta-
temperatura (> 1000 °C) (Harley 1989). Dentre os valores de P obtidos com o geobarômetro Grt-Opx-
Pl-Qz, foram descartadas as calibrações que apresentaram as maiores discrepâncias e compilados os 
resultados da maioria que apresentou valores mais condizentes entre si. Ainda assim, as variações 
foram significativas. A 700 °C, as pressões variam entre 5,9 - 9,2 kbar para o núcleo e 5,0 - 8,6 kbar 
para a borda dos grãos. A 950 °C, as variações foram de 7,3 - 11,7 kbar para o núcleo e 8,3 - 11,9 kbar 
para a borda dos minerais. Esses resultados mostram que não há diferenças relevantes entre as 
pressões obtidas para o núcleo e borda dos grãos sob uma mesma temperatura. 
 Com base nos valores de P obtidos por meio da geobarometria convencional, foram calculadas 
as condições de T para pressões de 7 e 10 kbar. A tabela 6.2 apresenta os resultados alcançados no 
GPT a partir das análises de núcleo e borda dos minerais. Observa-se que os valores de T obtidos para 
o núcleo são superiores aos da borda. A 7 kbar, as temperaturas variam de 665 - 739 °C para as 
composições do núcleo e 600 - 687 °C para as de borda. A 10 kbar as variações foram de 692 - 750 °C 
para o núcleo e 626 - 698 °C para a borda dos grãos. De modo geral, os resultados indicaram 
condições de temperatura inferiores àquelas esperadas para paragêneses de fácies granulito sob 
condições de pressão intermediária. Os valores mais elevados foram obtidos pela calibração de 
Aranovich & Kosyakova (1984 in Reche & Martinez 1996). 
 As melhores estimativas P-T calculadas no THERMOCALC pelo método avPT foram 
baseadas na associação mineral feldspato potássico + plagioclásio + quartzo + ortopiroxênio + 
hornblenda + biotita + granada + ilmenita. Considerando as condições predominantemente anidras da 
fácies granulito e a baixa porcentagem de minerais hidratados, os cálculos foram realizados na 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 63 
ausência de H2O e para aH2O variando entre 0,1 e 0,5. Assim, foi possível observar a variação dos 
erros estatísticos (indicados pelo σfit) em função da aH2O e determinar o valor ideal dessa variável. A 
fim de se permitir uma comparação entre as duas metodologias, os cálculos no avPT foram baseados 
nas mesmas composições minerais de núcleo e borda empregadas na geotermobarometria 
convencional. 
 
Tabela 6.1 - Estimativas de P obtidas com a geobarometria convencional no software GPT para a amostra 
K11A. Os códigos entre parênteses correspondem aos números das análises de MSE especificados no anexo III. 
Geobarômetro 
Grt-Opx-Pl-Qz 
Calibrações 
P (kbar) - Análises Núcleo 
Grt (11C14) / Opx (11C32) 
Pl (11C36) 
P (kbar) - Análises Borda 
Grt (11C13) / Opx (11C33) 
Pl (11C35) 
700 °C 950 °C 700 °C 950 °C 
Lal (1993-Fe) - - 5,0 8,3 
Bhattacharya et. al. (1991-Mg) 5,9 7,3 - -Bhattacharya et. al.(1991-Fe) 6,1 9,4 6,3 9,8 
Moecher et. al.(1988-Fe) 7,9 11,5 8,1 11,9 
Perkins & Chipera (1985-Mg) 9,2 11,7 8,6 10,9 
 
Tabela 6.2 - Estimativas de T obtidas com a geotermometria convencional no software GPT para a amostra 
K11A. 
Geotermômetro 
Grt-Opx 
Calibrações 
T (°C) - Análises Núcleo 
Grt (11C14) / Opx (11C32) 
T (°C) - Análises Borda 
Grt (11C13) / Opx (11C33) 
7 kbar 10 kbar 7 kbar 10 kbar 
Bhattacharya et. al. (1991) 665 692 600 626 
Lal (1993) 679 693 629 641 
Lee & Ganguly (1988) 697 711 635 649 
Aranovich & Kosyakova (1984) 739 750 687 698 
 
 Na tabela 6.3 estão sumarizados os resultados obtidos com o método avPT. As composições 
minerais utilizadas permitiram a geração de 13 reações independentes. O número de reações 
independentes consiste na diferença entre o número de membros finais da associação considerada em 
equilíbrio e o número de componentes necessários para representar suas composições (Powell & 
Holland 1994). A partir do número de reações independentes estabelecidas, o programa informa o 
valor máximo do σfit admissível para que os cálculos apresentem 95% de confiabilidade. No caso da 
amostra K11A, esse limite foi estabelecido em 1,34. No entanto, os autores do método ressaltam que 
valores superiores ao σfit máximo podem ainda ser confiáveis se forem analisadas as outras 
informações fornecidas pela tabela de diagnósticos, como o hat value e o e* residual. 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 64 
 
Tabela 6.3 - Estimativas P-T obtidas com o método avPT no THERMOCALC para a amostra K11A. 
Assoc. Mineral Núcleo - grt(11C14)-opx(11C32)-pl(11C36)-kfs(11C31)-hbl(11C16)-bt(11C15)-ilm(11C11)-qz 
aH2O Sem H2O 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 
T (ºC) 819 ± 96 663 ± 28 743 ± 29 797 ± 31 839 ± 34 874 ± 37 
P (kbar) 7,3 ± 1,2 5,8 ± 0,8 6,6 ± 0,8 7,1 ± 0,8 7,5 ± 0,9 7,9 ± 0,9 
corr 0,766 0,370 0,388 0,416 0,438 0,455 
σfit 1,35 1,52 1,34 1,29 1,29 1,31 
 
Assoc. Mineral Borda - grt(11C13)-opx(11C33)-pl(11C35)-kfs(11C31)-hbl(11C22)-bt(11C15)-ilm(11C11)-qz 
aH2O Sem H2O 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 
T (ºC) 733 ± 95 648 ± 27 725 ± 31 777 ± 35 817 ± 39 851 ± 43 
P (kbar) 6,6 ± 1,3 5,8 ± 0,8 6,5 ± 0,9 7,1 ± 0,9 7,5 ± 1,0 7,8 ± 1,1 
corr 0,759 0,371 0,397 0,412 0,433 0,450 
σfit 1,56 1,56 1,49 1,50 1,55 1,59 
 
 A melhor condição P-T calculada a partir das composições de núcleo, ou seja, aquela que 
apresentou os menores erros estatísticos foi obtida para aH2O = 0,3 e corresponde a 797 ± 31 °C e 7,1 
± 0,8 kbar (tab. 6.3). O σfit associado a esse resultado foi 1,29, consideravelmente inferior ao limite 
pré-estabelecido pelo programa (1,34), o que indica que os valores calculados apresentam 95 % de 
confiabilidade. A aH2O = 0,4 também forneceu σfit = 1,29. Porém, considera-se o resultado obtido para 
a aH2O = 0,3 mais confiável porque esse apresenta o menor desvio-padrão para as variáveis P e T. 
Ademais, nota-se que a condição P-T estimada na ausência de H2O é condizente com os demais 
resultados, exceto no que tange o erro associado à T, que neste caso foi consideravelmente maior. 
 Para as composições de borda, a melhor estimativa P-T foi obtida para aH2O = 0,2 e 
corresponde a 725 ± 31 °C e 6,5 ± 0,9 kbar (tab. 6.3). Nesse caso, o σfit = 1,49 ultrapassou o limite 
pré-determinado, o que tornou necessária a análise dos outros diagnósticos. No caso do hat value, o 
programa estabeleceu que hat > 0,57 indicaria membros finais com influência direta nos resultados 
finais do avPT, o que não ocorreu para nenhum dos membros finais usados. Em se tratando do e* 
residual, apenas os membros finais com e* > 2,5 apresentariam atividades inconsistentes com o 
restante dos dados, o que também não foi observado. Assim, pode-se considerar que as estimativas das 
condições P-T de equilíbrio da borda dos minerais também são seguras, ainda que a confiabilidade dos 
resultados não seja de 95%. 
 A comparação das condições de T obtidas a partir da geotermometria convencional e da 
otimizada demonstra que ambas as abordagens fornecem temperaturas de equilíbrio para o núcleo 
superiores às da borda. Nos resultados da geotermometria convencional, as temperaturas do núcleo são 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 65 
50 a 66 °C mais altas, considerando-se a mesma calibração e a mesma condição de P (tab. 6.2). Pelo 
método avPT, a diferença entre o melhor resultado de núcleo e o melhor resultado de borda é de 72 
°C (tab. 6.3). Sob condições de P similares, os resultados alcançados com cada metodologia foram 
bastante distintos. Para pressões em torno de 7 kbar, as temperaturas calculadas com o geotermômetro 
Grt-Opx (665 - 739 °C para núcleo e 600 - 687 °C para borda) são consideravelmente inferiores 
àquelas informadas pelo avPT (797 °C para núcleo e 777 °C para borda, ambos para aH2O = 0,3). 
 Em relação às condições de P, tanto a geobarometria convencional como a otimizada não 
evidenciaram diferenças significativas entre as pressões obtidas para o núcleo e borda dos grãos. Nos 
resultados da geobarometria convencional, as diferenças variam entre 0,2 e 0,8 kbar, considerando-se 
a mesma calibração e a mesma condição de T (tab. 6.1). Nos resultados do avPT, as diferenças variam 
entre 0,1 a 0,7 kbar, considerando-se a mesma aH2O, e estão dentro do intervalo de erro associado aos 
valores de P. A comparação dos valores de P fornecidos pelas duas abordagens mostra resultados 
variados mas que, de modo geral, indicam condições de pressão intermediária para a formação da 
associação mineral. 
 
6.4. GRANULITO MÁFICO 
 As condições P-T de metamorfismo do granulito máfico foram estimadas com o auxílio dos 
softwares PTMAFIC versão 2.0 (Soto & Soto 1995) e THERMOCALC versão 3.26 (Holland & 
Poweel 1998). A amostra estudada (K2C3) é formada pela associação mineral principal plagioclásio + 
ortopiroxênio + clinopiroxênio + biotita + quartzo + anfibólio + granada. Os resultados das análises de 
MSE e a fórmula química dos minerais usados nos cálculos P-T estão apresentados no anexo III. 
O PTMAFIC calcula as condições P-T com base em calibrações de diversos autores para 13 
geotermômetros e 12 geobarômetros convencionais. O programa é aplicável a rochas de composição 
máfica e ultramáfica, metamorfizadas desde a fácies xisto verde até a granulito e eclogito (Soto & 
Soto 1995). Para as estimativas de temperatura, foram aplicados os geotermômetros Clinopiroxênio-
Ortopiroxênio (Cpx-Opx) e Clinopiroxênio-Granada (Cpx-Grt). O geotermômetro Cpx-Opx é baseado 
na lacuna de miscibilidade e na distribuição de Na e Ca entre os dois piroxênios, enquanto o Cpx-Grt 
baseia-se na troca de Fe2+ e Mg entre o par mineral. As calibrações usadas foram Wood & Banno 
(1973) para o Opx-Cpx e Ganguly (1979) para o Grt-Cpx, in Soto & Soto (1995). 
As condições de pressão foram estimadas com o uso dos geobarômetros Granada-
Clinopiroxênio-Plagioclásio-Quartzo (Grt-Cpx-Pl-Qz) e Granada-Ortopiroxênio-Plagioclásio-Quartzo 
(Grt-Opx-Pl-Qz), ambos baseados em reações de transferência de cátions (net transfer equilibria). As 
calibrações aplicadas foram Powell & Holland (1988) e Eckert et al.(1991) para o geobarômetro Grt-
Cpx-Pl-Qz; Newton & Perkins (1982), Perkins & Chipera (1985) e Eckert et al. (1991) para o Grt-
Opx-Pl-Qz, in Soto & Soto (1995). 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 66 
 A tabela 6.4 apresenta as condições de P estimadas no PTMAFIC para o núcleo e borda dos 
minerais, sob temperaturas de 700 °C e 950 °C. Esses valores foram estabelecidos conforme critérios 
descritos no subitem 6.3. Observa-se que os valores fornecidos pelos dois geobarômetros são 
condizentes entre si, quando se levam em conta as incertezas geradas pelos erros nas determinações. A 
700 °C, as pressões variam entre 7,9 - 9,0 kbar para o núcleo e 7,7 - 8,8 kbar para a borda. A 950 °C as 
variações foram de 9,3 - 12,6 kbar para o núcleoe 9,1 - 12,8 kbar para a borda. Mais uma vez, 
verifica-se que não existem diferenças significativas entre as pressões obtidas para o núcleo e borda 
dos grãos, caracterizando de modo geral condições de pressão intermediária. 
 Com base nos valores de P obtidos com a geobarometria convencional, foram calculadas as 
condições de T sob pressões de 8 e 10 kbar, a partir das composições de núcleo e borda dos minerais 
(tab. 6.5). Nota-se que ambos os geotermômetros fornecem temperaturas condizentes com a 
paragênese de alto grau identificada na rocha. A calibração de Wood & Banno (1973 in Soto & Soto 
1995) não apresentou variações nos valores de T em função da mudança no valor de P e segundo a 
calibração de Ganguly (1979 in Soto & Soto 1995) as diferenças foram pouco representativas. 
Observa-se ainda que os geotermômetros aplicados também não indicaram diferenças significativas 
entre as temperaturas obtidas para o núcleo e borda dos grãos, pois a diferença máxima registrada, sob 
uma mesma condição de P, foi de 13 °C. 
 
Tabela 6.4 - Estimativas de P obtidas com a geobarometria convencional no PTMAFIC para a amostra K2C3. 
Os códigos entre parênteses correspondem aos números das análises de MSE especificados no anexo III. 
Geobarômetro 
Calibração 
P (kbar) – Núcleo 
Cpx(2C22); Grt(2C14); Opx(2C34); 
Pl(2C11) 
P (kbar) – Borda 
Cpx(2C21); Grt(2C13); Opx(2C33); 
Pl(2C12) 
Grt-Cpx-Pl-Qz 700 °C 950 °C 700 °C 950 °C 
Powell & Holland (1988) 7,9 9,3 7,7 9,1 
Eckert et al. (1991) 8,9 ± 1,9 10,5 ± 1,9 8,8 ± 1,9 10,3 ± 1,9 
Grt-Opx-Pl-Qz 
Newton & Perkins (1982) 8,6 10,1 8,2 9,5 
Perkins & Chipera (1985-Mg) 8,6 ± 0,05 11,2 ± 0,05 8,3 ± 0,05 10,7 ± 0,05 
Perkins & Chipera (1985-Fe) 8,6 ± 0,05 12,6 ± 0,05 8,7 ± 0,05 12,8 ± 0,05 
Eckert et al. (1991) 9,0 ± 1,55 10,4 ± 1,55 8,5 ± 1,55 9,8 ± 1,55 
 
 
 Os cálculos das condições P-T realizados no THERMOCALC consideraram diversas 
situações, a fim de se encontrar a que resultasse nos menores erros estatísticos. As melhores 
estimativas P-T foram baseadas na associação mineral plagioclásio + ortopiroxênio + clinopiroxênio + 
anfibólio + granada. Segundo Yardley (2004), essa associação é diagnóstica de granulito máfico de 
pressão intermediária. Apesar da associação mineral principal da rocha apresentar biotita 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 67 
aparentemente em equilíbrio com as demais fases minerais, os cálculos realizados com esse mineral 
forneceram erros estatísticos muito superiores ao σfit estabelecido pelo programa, razão pela qual ela 
foi desconsiderada. 
 
Tabela 6.5 - Estimativas de T obtidas com a geotermometria convencional no PTMAFIC para a amostra K2C3. 
Geotermômetro 
Calibração 
T (°C) – Núcleo 
Cpx(2C22); Grt(2C14); Opx(2C34) 
T (°C) – Borda 
Cpx(2C21); Grt(2C13); Opx(2C33) 
Cpx-Opx 8 kbar 10 kbar 8 kbar 10 kbar 
Wood & Banno (1973) 801 801 788 788 
Cpx-Grt 
Ganguly (1979) 762 767 752 757 
 
As estimativas P-T foram calculadas na ausência e na presença de quartzo devido ao fato 
desse mineral ocorrer principalmente em agregados monominerálicos ou quartzo-feldspáticos, tal 
como filetes entre os minerais máficos, o que é sugestivo de textura remanescente de fusão parcial. 
Sendo assim, não se pode garantir que esse mineral constituísse uma fase individualizada em 
equilíbrio com as demais fases nas condições do pico metamórfico. Quanto à atividade de água, os 
cálculos consideraram as condições completamente anidras (sem H2O) e aH2O que variaram entre 0,1 
e 0,3, pois foi verificado que à medida que a participação de H2O aumenta, os erros estatísticos se 
tornam maiores. 
Na tabela 6.6 estão sumarizados os resultados fornecidos pelo método avPT. Os cálculos 
foram baseados em oito reações independentes para o núcleo e sete para a borda. O valor máximo 
estabelecido do σfit para que os cálculos apresentassem 95% de confiabilidade foi de 1,45 para o 
núcleo e 1,49 para a borda. Para se alcançar essa confiabilidade, foi necessária a eliminação de um 
membro final das composições do núcleo (Fe-actinolita do anfibólio) e de dois membros finais das 
composições de borda (Fe-actinolita do anfibólio e Ca-tschermakita do clinopiroxênio), por 
apresentarem valores de e* superiores ao estabelecido pelo programa, o que sinaliza alguma 
inconsistência no cálculo de suas atividades. 
Os resultados mostram que não ocorrem diferenças importantes nos valores de temperatura em 
função do quartzo, pois se considerando a mesma aH2O, o aumento foi de cerca de 5ºC na presença 
desse mineral, o que é muito inferior ao desvio-padrão associado ao valor de T. Por outro lado, quando 
se extrai o quartzo observa-se que a pressão apresenta um aumento considerável, que varia de 1,6 a 2,4 
kbar a depender da aH2O utilizada e, sendo assim, é superior ao desvio-padrão associado ao valor de 
P. Além disso, a ausência desse mineral reflete em uma diminuição expressiva no erro associado aos 
resultados, que então passam a ser menores do que o σfit pré-determinado. Com relação à variação na 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 68 
aH2O, verifica-se que a pressão e a temperatura aumentam sob aH2O maiores, assim como a incerteza 
nos resultados. Em contrapartida, a ausência de H2O resultou nas condições P-T mais baixas e em um 
aumento significativo da incerteza no valor de T. Em suma, a melhor estimativa das condições P-T de 
equilíbrio do granulito máfico foi obtida na ausência de quartzo, para aH2O igual a 0,1 e corresponde a 
740 ± 20 °C e 9,5 ± 0,8 kbar para o núcleo e 730 ± 18 °C e 9,0 ± 0,7 kbar para a borda dos minerais. 
 
Tabela 6.6 - Estimativas P-T obtidas com o método avPT no THERMOCALC para a amostra K2C3. 
Associação Mineral (Núcleo) - grt(2C14) - opx(2C34) - cpx(2C22) - pl(2C11) - hbl(2C24) 
 Com Quartzo Sem quartzo 
aH2O Sem H2O 0,1 0,2 0,3 Sem H2O 0,1 0,2 0,3 
T (ºC) 653 ± 101 746 ± 34 815 ± 43 860 ± 51 711 ± 74 740 ± 20 810 ± 26 855 ± 32 
P (kbar) 6,9 ± 1,2 7,7 ± 1,0 8,3 ± 1,2 8,6 ± 1,4 9,1 ± 1,2 9,5 ± 0,8 10,4±0,9 11,0±1,1 
corr 0,699 0,346 0,364 0,384 0,753 0,232 0,264 0,287 
σfit 1,89 1,88 2,10 2,26 1,20 1,11 1,27 1,41 
 
Associação Mineral (Borda) - grt(2C13) - opx(2C33) - cpx(2C21) - pl(2C12) - hbl(2C23) 
 Com Quartzo Sem quartzo 
aH2O Sem H2O 0,1 0,2 0,3 Sem H2O 0,1 0,2 0,3 
T (ºC) 609 ± 86 735 ± 31 804 ± 42 849 ± 50 658 ± 62 730 ± 18 799 ± 26 843 ± 33 
P (kbar) 6,3 ± 1,0 7,4 ± 1,0 8,0 ± 1,2 8,4 ± 1,4 8,1 ± 1,0 9,0 ± 0,7 9,8 ± 1,0 10,4±1,2 
corr 0,718 0,364 0,384 0,404 0,762 0,237 0,267 0,290 
σfit 1,63 1,78 2,07 2,27 1,02 1,05 1,32 1,52 
 
 A comparação entre as estimativas de T fornecidas pela geotermometria convencional e pela 
otimizada mostra que ambas as abordagens não registraram diferenças significativas entre os valores 
calculados para o núcleo e borda das fases minerais estudadas. De acordo com o geotermômetros 
convencionais e com o melhor resultado fornecido pelo avPT, as temperaturas do núcleo são 
aproximadamente 10 °C mais altas do que as de borda. Esse valor é inferior à incerteza do resultado de 
T calculado no THERMOCALC, como também ao erro de ±50 °C comumente atribuído aos 
geotermômetros convencionais (Harley 1989). Nota-se também que as condições de T indicadas pelos 
dois métodos são condizentes entre si, ao se levar em conta o erro associados aos seus resultados. 
 Em relação às estimativas de P, as duas abordagens também não apresentaram diferenças 
notáveis entre as pressões calculadas para o núcleo e borda dos grãos. Nos resultados da 
geobarometria convencional, as condições do núcleo foram 0,1 - 0,6 kbar mais altas considerando-se a 
mesma calibração e a mesma condição de T (tab. 6.4). Pelo método avPT, a pressão foi 0,2 - 1,0 kbar 
mais alta para o núcleo, considerando-se a mesma aH2O. Essas diferenças são inferiores aos erros 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 69 
associados aosvalores de P (tab. 6.6). Por fim, considera-se que ambas as metodologias forneceram 
valores condizentes com condições de pressão intermediária para o metamorfismo de fácies granulito. 
 
6.5. GRANULITO ALUMINOSO 
As condições P-T de metamorfismo do granulito aluminoso foram estimadas com o auxílio 
dos softwares RCLC (Pattison et. al 2003) e THERMOCALC versão 3.26 (Holland & Poweel 1998). 
Deste litotipo foram analisadas duas amostras: HMI-9B, proveniente dos trabalhos de Jordt-
Evangelista (1996) e K39. A amostra HMI-9B é formada pela associação mineral principal feldspato 
potássico + plagioclásio + quartzo + biotita + granada + ortopiroxênio e a amostra K39 pela 
associação principal ortopiroxênio + plagioclásio + granada + biotita + quartzo. Os resultados das 
análises de MSE e a fórmula química dos minerais usados nos cálculos P-T estão apresentados no 
anexo III. 
O RCLC (de Recalculation) calcula as condições P-T de formação de assembleias minerais 
com base na solubilidade de alumínio (Al) no ortopiroxênio em equilíbrio com granada e corrige os 
efeitos da troca tardia de Fe-Mg. Sabe-se que geotermômetros convencionais baseados na troca de Fe-
Mg dificilmente registram o pico metamórfico em granulitos se a temperatura exceder 800 °C (Harley 
1989; Spear & Florence 1992). Em contrapartida, termobarômetros baseados na solubilidade de Al em 
ortopiroxênio ou clinopiroxênio são menos susceptíveis ao reequilíbrio. A natureza refratária desses 
termobarômetros se deve ao fato das taxas de difusão de Al serem mais lentas do que as de Fe e Mg 
em minerais como o piroxênio. Consequentemente, as temperaturas estimadas a partir do conteúdo de 
Al em piroxênios podem exceder as temperaturas estimadas a partir da troca de Fe-Mg em mais de 
150 °C (Pattison & Bégin 1994; Chacko et al. 1996). Essa diferença nas estimativas de temperatura 
também tem implicações nas estimativas de pressão, devido ao chamado efeito “feedback” (Harley 
1989). 
Os cálculos executados no RCLC são baseados em um banco de dados termodinâmicos 
internamente consistente simplificado, modificado do programa TWQ 2.02b (Berman 1991). O 
sistema termodinâmico consiste de cinco componentes e oito membros finais e fornece seis reações de 
equilíbrio, das quais três são independentes. Para aplicação do método, a rocha de interesse deve 
conter granada + ortopiroxênio + plagioclásio + quartzo, podendo ou não apresentar cordierita e 
biotita. 
A figura 6.2 mostra graficamente como o programa funciona. O ponto (A) representa a 
estimativa P-T fornecida pela geotermobarometria convencional e consiste na intersecção entre o 
geotermômetro Grt-Opx, baseado na troca de Fe e Mg, e o geobarômetro Grt-Opx-Pl-Qz (GOPQ) (fig. 
6.2a). O ponto (B) representa a estimativa P-T baseada na solubilidade de Al no ortopiroxênio em um 
sistema de membros finais de Fe. Observa-se que essa condição P-T é mais elevada do que aquela 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 70 
indicada pelo método convencional. No entanto, ela ainda é passível de erro significativo porque 
envolve membros finais de Fe que devem ter sido afetados pela troca tardia de Fe-Mg. O RCLC 
corrige os efeitos dessa troca por meio do ajuste das razões de Fe-Mg das fases, de acordo com as 
restrições fornecidas pelo conteúdo modal de granada e ortopiroxênio (além de cordierita e biotita, 
caso estejam presentes) até que todos os equilíbrios se interceptem em um ponto (ponto C – fig. 6.2b) 
(Pattison et al. 2003). 
 
 
Figura 6.2 - Representação gráfica do sistema termodinâmico do RCLC, composto de 4 fases (Grt-Opx-Pl-Qtz) 
e 6 reações de equilíbrio, sendo três delas independentes (destacadas em negrito). (a) Condições P-T iniciais, 
estimadas pela geotermobarometria convencional (Intersecção A) e pela solubilidade de Al em Opx (Intersecção 
B). (b) Condição P-T final, obtida após a correção da troca tardia de Fe-Mg entre Grt e Opx (Intersecção C). As 
linhas em cinza representam as posições das reações antes do ajuste. Modificado de Pattison et al. (2003). 
 
 O RCLC é aplicável a granulitos de composição máfica, intermediária e aluminosa. 
Entretanto, sua principal limitação diz respeito à concentração de Al em ortopiroxênio, pois o método 
é muito sensível a pequenas variações nas concentrações desse elemento. Dessa forma, baixas 
porcentagens de Al nesse mineral (Al2O3 < 2% em peso), como ocorrem em muitos granulitos 
máficos, podem comprometer a precisão dos resultados. O Al também é determinante no que se refere 
à sua distribuição entre os sítios octaédrico e tetraédrico do ortopiroxênio. Por essa razão, o programa 
dispõe de quatro modelos de cálculo distintos para se estimar o Al octaédrico em ortopiroxênio 
(XAl
Opx). O Modelo 1 [XAl
Opx = AlTotal – (2 – Si)] é muito sensível à precisão na análise de Si. O 
Modelo 2 [XAl
Opx = Al/2] assume a troca Tschermak ideal e é o mais recomendado por Pattison et al. 
Estimativa P-T não-
corrigida, baseada 
na troca de Fe-Mg. 
6,28 kbar; 703 °C 
Estimativa P-T não-
corrigida, baseada 
na solubiidade de Al. 
7,63 kbar; 807 °C 
Estimativa P-T 
corrigida para 
Fe-Mg-Al. 
7,63 kbar; 868 °C 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 71 
(2003) para o estudo de granulitos, devido à menor dispersão em seus resultados e ao vasto número de 
trabalhos publicados baseados nessa abordagem, o que permite a comparação com outras amostras do 
acervo literário. O Modelo 3 leva em conta os efeitos dos elementos Fe2+, Mg, Mn e Ca. Por fim, o 
Modelo 4 é o único que permite uma correção para o Fe3+ do ortopiroxênio. 
Devido às baixas concentrações de Al no ortopiroxênio dos granulitos félsico e máfico (Al2O3 
< 1% em peso), optou-se por aplicar o RCLC apenas para as análises do granulito aluminoso, nas 
quais as concentrações de Al2O3 em ortopiroxênio variam entre 2,3 - 4,3% (em peso). As estimativas 
P-T foram obtidas a partir dos modelos de cálculo 1 e 2. Ambos assumem uma fórmula unitária 
calculada para 6O e consideram o Fe total como Fe2+. O Modelo 3 também foi testado mas fornece 
resultados idênticos ao 2 e o Modelo 4 foi dispensado porque requer a estimativa do Fe3+. No que diz 
respeito ao conteúdo modal, foram utilizadas as porcentagens volumétricas estimadas nas amostras 
representativas dos litotipos aluminosos (Anexo II). Mas foi observado em cálculos de teste que 
variações nas proporções modais produzem efeitos insignificativos nos valores corrigidos de P-T. 
A tabela 6.7 apresenta as estimativas P-T fornecidas pelo RCLC para as duas amostras do 
granulito aluminoso, baseadas nas composições de núcleo e borda dos minerais da associação granada 
+ ortopiroxênio + biotita + plagioclásio + quartzo. Em razão de esse litotipo apresentar duas gerações 
de granada – a granada porfiroblástica e a granada simplectítica e coronítica em torno da primeira – 
informa-se que foram utilizadas nos cálculos as composições referentes à primeira granada, uma vez 
que as texturas sugerem que a segunda não está em equilíbrio com o ortopiroxênio. As modas minerais 
adotadas para as fases ferromagnesianas foram: Grt=10, Opx=1 e Bt=10 para a amostra HMI-9B; 
Grt=20, Opx=30, Bt=10 para a amostra K39. 
Nas colunas da tabela 6.7 estão dispostos os resultados fornecidos pela interseção entre o 
geobarômetro GOPQ e os diversos geotermômetros contidos no programa RCLC – Grt-Bt e Grt-Opx, 
baseados na troca de Fe-Mg; Fe-Al-Inicial e Fe-Mg-Al-Final, baseados na solubilidade de Al em Opx, 
sendo que o último utiliza a correção da troca tardia de Fe-Mg entre Grt e Opx. Em primeira análise, 
destacam-se as condições P-T fornecidas pela interseção Grt-Bt – GOPQ, por serem consistentemente 
mais baixas do que aquelas indicadas pelos outros geotermobarômetros. Essa característica deve ser 
decorrente das altas taxas de difusão na biotita após o pico metamórfico, conforme mencionado no 
subitem 6.3, o que tornaesses resultados pouco confiáveis. 
A intersecção Grt-Opx – GOPQ indica condições P-T superiores às fornecidas pela 
intersecção com o geotermômetro Grt-Bt, mas aquém do esperado para paragêneses de fácies 
granulito. Conforme explicitado pelos autores do método, esses resultados evidenciam o reequilíbrio 
das composições químicas do par mineral (Grt-Opx) durante o resfriamento. 
Em contrapartida, a abordagem baseada na solubilidade de Al em Opx (Fe-Al-Inicial) fornece 
estimativas P-T significantemente mais altas e condizentes com as condições de fácies granulito. Essas 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 72 
estimativas são aproximadamente 35 – 85 °C e 0,1 – 0,5 kbar mais baixas do que os valores finais 
corrigidos para a troca tardia de Fe-Mg entre Grt e Opx (Fe-Mg-Al-Final) e que, de acordo com os 
idealizadores do programa, representam os resultados mais confiáveis. 
 
Tabela 6.7 - Estimativas P-T obtidas com o método de Pattison et al. (2003) no software RCLC para a 
associação granada + ortopiroxênio + biotita + plagioclásio + quartzo, das amostras HMI-9B e K39. Os códigos 
entre parênteses correspondem aos números das análises de MSE especificados no anexo III. 
Modelo de cálculo do 
XAl
Opx 
Fe-Mg Inicial 
Grt-Bt (°C)/ 
GOPQ (kbar) 
Fe-Mg Inicial 
Grt-Opx (°C)/ 
GOPQ (kbar) 
Fe-Al Inicial 
(°C)/ 
GOPQ (kbar) 
Fe-Mg-Al Final 
P-T Corrigido 
HMI-9B – Análises Núcleo – Grt(39C32)-Opx(39C23)-Bt(39C12)-Pl(39C19)-Qz 
Modelo 1 477 °C/ 3,8 kbar 613 °C/ 5,7 kbar 806 °C/ 8,5 kbar 890 °C/ 8,9 kbar 
Modelo 2 477 °C/ 3,7 kbar 617 °C/ 5,7 kbar 751 °C/ 7,7 kbar 803 °C/ 8,0 kbar 
HMI-9B - Análises Borda – Grt(39C32)-Opx(39C23)-Bt(39C12)-Pl(39C19)-Qz 
Modelo 1 462 °C/ 3,8 kbar 599 °C/ 5,8 kbar 791 °C/ 8,7 kbar 876 °C/ 9,2 kbar 
Modelo 2 462 °C/ 3,8 kbar 601 °C/ 5,8 kbar 746 °C/ 8,0 kbar 805 °C/ 8,4 kbar 
 
K39 - Análises Núcleo – Grt(39C32)-Opx(39C42)-Bt(39C12)-Pl(39C19)-Qz 
Modelo 1 528 °C/ 5,5 kbar 642 °C/ 7,0 kbar 764 °C/ 8,7 kbar 830 °C/ 8,8 kbar 
Modelo 2 528 °C/ 5,5 kbar 643 °C/ 7,0 kbar 751 °C/ 8,4 kbar 807 °C/ 8,6 kbar 
K39 - Análises Borda – Grt(39C31)- Opx(39C41)-Bt(39C26)-Pl(39C55)-Qz 
Modelo 1 565 °C/ 6,0 kbar 670 °C/ 7,4 kbar 742 °C/ 8,4 kbar 778 °C/ 8,5 kbar 
Modelo 2 566 °C/ 6,1 kbar 667 °C/ 7,4 kbar 784 °C/ 9,0 kbar 846 °C/ 9,2 kbar 
 
 Considerando-se os resultados finais (P-T Corrigido) obtidos para a amostra HMI-9B, nota-se 
que o Modelo 1 fornece estimativas P-T mais altas do que o Modelo 2. As condições calculadas com 
base naquele modelo foram 890 °C/8,9 kbar para o núcleo e 876 °C/9,2 kbar para a borda. Observa-se 
ainda que o Modelo 2 fornece condições de equilíbrio idênticas para as composições de núcleo e borda 
dos minerais, sendo elas: 803 °C/8,0 kbar para o núcleo e 805 °C/8,4 kbar para a borda. 
Em relação à amostra K39, as condições P-T finais estimadas com base no Modelo 1 foram 
830 °C/8,8 kbar para o núcleo e 778 °C/8,5 kbar para a borda. Curiosamente, o Modelo 2 indicou 
condições P-T de equilíbrio mais altas para as composições de borda – 846 °C/9,2 kbar – do que para 
as de núcleo – 807 °C/8,6 kbar. Esse resultado atípico decorre do enriquecimento em alumina do 
ortopiroxênio usado nessas estimativas em direção à borda, uma vez que esse modelo de cálculo é 
extremamente sensível ao conteúdo de Al2O3. 
As condições P-T calculadas no THERMOCALC para as amostras HMI-9B e K39 estão 
apresentadas nas tabelas 6.8 e 6.9, respectivamente. Os resultados da amostra HMI-9B foram baseados 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 73 
na associação mineral feldspato potássico + plagioclásio + quartzo + biotita + granada + 
ortopiroxênio. As análises do espinélio não foram utilizadas nos cálculos devido ao seu alto conteúdo 
de ZnO, o qual não é reconhecido pelo software A-X. A partir dessa associação foram geradas 06 
reações independentes e estabelecido o σfit máximo em 1,54 para uma confiabilidade de 95% nos 
valores calculados. As estimativas consideraram as condições complemente anidras (Sem H2O) e 
aH2O que variaram entre 0,1 e 0,5. 
 Na tabela 6.8 observa-se que a melhor condição P-T calculada a partir das composições de 
núcleo da amostra HMI-9B foi obtida para aH2O = 0,3 e corresponde a 815 ± 21 °C e 6,6 ± 0,8 kbar. O 
σfit associado a esse resultado foi 0,93, o que indica que os valores calculados apresentam 95 % de 
confiabilidade. A partir das composições de borda, a melhor estimativa P-T foi obtida para aH2O = 0,2 
e corresponde a 759 ± 21 °C e 6,4 ± 0,8 kbar, com σfit = 1,09, o qual também garante 95 % de 
confiabilidade nos resultados alcançados. 
 
Tabela 6.8 - Estimativas P-T obtidas com o método avPT no THERMOCALC para a amostra HMI-9B. 
Análises de Núcleo - grt(9C23) - opx(9C41) - bt(9C28) - pl(9C310) - or(9C38) - qz 
aH2O Sem H2O 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 
T (ºC) 797 ± 70 684 ± 22 762 ± 19 815 ± 21 855 ± 23 889 ± 28 
P (kbar) 6,5 ± 1,0 5,6 ± 1,0 6,2 ± 0,8 6,6 ± 0,8 6,9 ± 0,9 7,2 ± 1,0 
corr 0,593 0,319 0,329 0,353 0,371 0,385 
σfit 1,07 1,35 0,97 0,93 1,02 1,14 
 
Análises de Borda - grt(9C24) - opx(9C42) - bt(9C28) - pl(9C310) - or(9C38) - qz 
aH2O Sem H2O 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 
T (ºC) 781 ± 81 681 ± 22 759 ± 21 811 ± 24 852 ± 28 886 ± 32 
P (kbar) 6,6 ± 1,2 5,8 ± 1,0 6,4 ± 0,8 6,9 ± 0,9 7,2 ± 1,0 7,5 ± 1,1 
corr 0,613 0,314 0,321 0,346 0,363 0,377 
σfit 1,25 1,39 1,09 1,10 1,20 1,32 
 
 
Os resultados referentes à amostra K39 estão apresentados na tabela 6.9. Os cálculos foram 
baseados na associação mineral ortopiroxênio + plagioclásio + granada + biotita + quartzo, a partir da 
qual foram geradas 06 reações independentes e estabelecido o σfit máximo em 1,54. Diferentemente do 
observado até agora, variações na aH2O e mesmo as condições absolutamente anidras em nada 
afetaram os valores calculados de P-T, que foram: 846 ± 67 °C e 7,6 ± 0,8 kbar, com σfit = 0,87 para o 
núcleo; 774 ± 65 °C e 7,3 ± 0,8 kbar, com σfit = 0,55 para a borda. Os baixos valores de σfit garantem 
que os cálculos para núcleo e borda apresentam 95 % de confiabilidade. 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 74 
Tabela 6.9 - Estimativas P-T obtidas com o método avPT no THERMOCALC para a amostra K39. 
Análises de Núcleo - grt(39C32) - opx(39C42) - bt(39C12) - pl(39C19) - ilm(39C53) - qz 
Análises de Borda - grt(39C31) - opx(39C41) - bt(39C26) - pl(39C55) - ilm(39C51) - qz 
 Núcleo Borda 
T (ºC) 846 ± 67 774 ± 65 
P (kbar) 7,6 ± 0,8 7,3 ± 0,8 
corr 0,614 0,624 
σfit 0,87 0,55 
 
A comparação entre os resultados fornecidos pelo RCLC e pelo THERMOCALC mostra que 
as condições de P obtidas com o método de Pattinson et al. (2003) foram consideravelmente mais altas 
do que as baseadas no avPT. Os valores mais elevados de P obtidos no RCLC podem ser derivados de 
erros no cálculo das atividades da anortita, provenientes da subestimação do teor de Na2O nas análises 
da MSE (El-Shazly et al. 2011). Ainda assim, os dois métodos indicaram condições metamórficas de 
pressão intermediária. 
Em relação aos valores de T, as variações foram bastante significativas, tanto em função do 
modelo de cálculo do RCLC, quanto da amostra analisada. Os cálculos realizados no THERMOCALC 
e o Modelo 1 do RCLC indicam condições de T para o núcleo superiores às da borda, enquanto as 
condições de P mantiveram-se constantes. Já o Modelo 2 registrou condições P-T ligeiramente mais 
elevadas para a borda em relação ao núcleo, o que pode ser decorrente da maior sensibilidade desse 
modelo em relação ao conteúdo de Al no ortopiroxênio. Para a amostra HMI-9B, os resultados 
fornecidos pelo Modelo 2 foram os que mais se aproximaram dos valores informados pelo 
THERMOCALC, enquanto para a amostra K39 o Modelo 1 foi o mais condizente. 
 
6.6. SÍNTESE DOS RESULTADOS GEOTERMOBAROMÉTRICOS 
A geotermobarometria convencional e a geotermobarometria otimizada foram aplicadas 
conjuntamente com o objetivode se comparar os resultados fornecidos pelas duas abordagens. Devido 
às limitações inerentes à geotermobarometria convencional (e.g. incapacidade de atribuição de 
incertezas realistas nas condições P-T calculadas; calibrações experimentais diretas, empreendidas 
fora de um contexto estatístico) e a considerável discrepância entre os valores apresentados pelas 
diversas calibrações e geotermobarômetros para uma mesma associação mineral, considerou-se que os 
resultados fornecidos pelo THERMOCALC foram os mais satisfatórios. 
Além de informarem os erros estatísticos com base nas incertezas nas atividades calculadas, o 
método avPT indicou condições P-T condizentes com as paragêneses de fácies granulito, enquanto a 
geotermobarometria convencional algumas vezes produziu valores de T mais baixos (vide tabela 6.2) 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 75 
e de P mais elevados (vide tabela 6.7) do que o esperado para as associações minerais. Por esse 
motivo, esta síntese será baseada nas condições P-T obtidas no THERMOCALC com base no método 
avPT. Tais condições encontram-se sumarizadas na tabela 6.10 e ilustradas na figura 6.3. 
 
Tabela 6. 10 - Síntese das estimativas P-T obtidas no THERMOCALC para os litotipos de fácies granulito. 
Litotipo Amostra Núcleo Borda 
 T (°C) P (kbar) T (°C) P (kbar) 
Granulito Félsico K11A 797 ± 31 7,1 ± 0,8 725 ± 31 6,5 ± 0,9 
Granulito Máfico K2C3 740 ± 20 9,5 ± 0,8 730 ± 18 9,0 ± 0,7 
Granulito Aluminoso 
HMI9B 815 ± 21 6,6 ± 0,8 759 ± 21 6,4 ± 0,8 
K39 846 ± 67 7,6 ± 0,8 774 ± 65 7,3 ± 0,8 
 
 
Figura 6.3: Diagrama P-T baseado nos resultados do método avPT. A área circunscrita pelas curvas plotadas 
corresponde às incertezas nos valores calculados. 
 
De modo geral, considera-se que as condições P-T obtidas para os diversos litotipos de fácies 
granulito são coerentes entre si. Com base nas composições de núcleo dos minerais, estima-se que as 
condições de pico metamórfico ocorreram entre temperaturas de 846±67 e 740±20 °C e pressões de 
9,5±0,8 a 6,6±0,8 kbar. As composições de borda indicaram temperaturas ligeiramente inferiores que 
variam entre 774±65 – 725±31 °C e pressões entre 9,0±0,7 – 6,4±0,8 kbar. As condições de P mais 
elevadas (9,0 – 9,5 kbar) estão associadas ao granulito máfico, enquanto as condições de T mais altas 
(846 – 774 °C) correspondem ao granulito aluminoso. 
 Em relação à aH2O, foi observado que a sua variação influencia diretamente nos resultados P-
T e que as atividades mais baixas (0,1 – 0,3) fornecem os menores erros estatísticos. Esses valores 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 76 
indicam que as reações metamórficas envolveram minerais hidratados (e.g. anfibólio e biotita), porém 
sem a entrada significativa de fluidos no sistema (e.g. Moraes 2013). Ademais, notou-se que a 
ausência de H2O no sistema não interfere no cálculo de P, mas resulta em um aumento significativo da 
incerteza no valor de T. Os altos desvios-padrão associados aos valores de T na ausência de H2O se 
devem ao fato das reações de devolatilização normalmente atuarem como termômetros (Powell & 
Holland 1988; 1994). A única exceção ocorre para a amostra K39, a qual não apresentou nenhuma 
variação nos valores P-T em função da aH2O. 
 Adotando-se um gradiente geobárico médio para a crosta continental de 270bar/km (Best 
2003) estima-se que os granulitos foram formados em profundidades entre 24 e 35 km. Por fim, as 
condições P-T intermediárias obtidas neste estudo caracterizam um metamorfismo regional ocorrido 
em cinturões orogênicos durante a fase colisional. 
 
 
CAPÍTULO 7 
LITOGEOQUÍMICA 
7.1. INTRODUÇÃO 
O estudo litogeoquímico do Granulito Pedra Dourada foi realizado com o intuito de se 
caracterizar a assinatura geoquímica dos litotipos, visando identificar os protólitos e inferir os 
ambientes tectônicos onde os mesmos foram gerados. Para isso, foram selecionadas amostras dos três 
litotipos de fácies granulito caracterizados na área de estudo. A seleção priorizou as porções mais 
homogêneas de cada litotipo, evitando aquelas que apresentassem feições de migmatização ou 
influência de processos intempéricos, hidrotermais ou retrometamórficos. 
A caracterização geoquímica foi baseada na análise quantitativa dos elementos maiores e 
alguns traços via ICP-ES (Inductively Coupled Plasma - Emission Spectroscopy) realizada pelo 
laboratório AcmeLabs (Canadá). Ao todo foram analisadas 20 amostras, sendo dez do granulito 
félsico, seis do granulito máfico e quatro do granulito aluminoso. O teor de perda ao fogo (LOI), 
juntamente com a análise petrográfica, balizaram a integridade química das amostras em relação aos 
processos secundários. A relação das amostras e dos elementos analisados está disposta no anexo V. 
Além dos dados geoquímicos produzidos nesta pesquisa, foram tratados os resultados de 
dezessete amostras analisadas por Jordt-Evangelista (1996) – cinco amostras do granulito máfico e 
doze do granulito félsico (anexo VI). Cabe lembrar que os resultados fornecidos pelo ICP-OES do 
LGqA – UFOP não foram utilizados nos diagramas de classificação, exceto no caso de elementos que 
não foram analisados pela Acme, como ocorre com o Vanádio (V), aplicado no diagrama de Shervais 
(Fig. 7.5d). Os resultados das análises realizadas no LGqA estão apresentados no anexo IV. 
É importante ressaltar que, para a correta caracterização da assinatura geoquímica dos 
granulitos, deve-se levar em consideração a mobilidade de determinados elementos químicos durante 
o metamorfismo de alto grau. Ao longo das últimas décadas, diversos estudos ao redor do mundo 
mostraram que os elementos litófilos de grande raio iônico (LILE – e.g. Na, K, Ba, Cs, Rb, Sr, Th e U) 
e alguns metais de transição como Cu, Mn e Zn, podem ser expressivamente mobilizados em fluidos 
produzidos pela desidratação das fases e fusão parcial nas condições metamórficas de alto grau (e.g. 
Rollinson & Windley 1980; Cohen et al. 1991; Knudsen et al. 1997). 
Em contrapartida, foi demonstrado que os elementos de alto potencial iônico (HFSE – e.g. P, 
Ti, Hf, Nb, Sc, Ta, Y, Zr) e os elementos terras raras (ETR) são relativamente imóveis nessas 
condições e podem ser usados para caracterizar mecanismos petrogenéticos e ambientes tectônicos. 
Além disso, elementos de transição compatíveis como Co, Cr, Ni e V exibem correlação negativa com 
HFSE e ETR, sugerindo relativa imobilidade durante o metamorfismo (e.g. Knoper & Condie 1988). 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 78 
Por outro lado, muitos trabalhos salientam que o comportamento desses elementos é 
diretamente influenciado pela mineralogia da rocha e pela composição e volume das fases fluidas que 
a percolaram (e.g. Rollinson & Windley 1980). Como exemplo, Pan & Fleet (1996) descrevem a 
ocorrência de granulitos enriquecidos em HFSE e ETR, cujo transporte é atribuído a complexos de 
flúor, demonstrando a mobilidade desses elementos na fácies granulito. 
Tendo em vista o exposto, o presente estudo priorizou a utilização de diagramas 
discriminantes baseados nos elementos considerados imóveis no metamorfismo de alto grau. Não 
obstante, está demostrado que quaisquer considerações pautadas na química de rocha total de 
granulitos estão sujeitas a erros interpretativos e, por essa razão, devem ser adotadas com cautela. 
 
7.2. GRANULITOS FÉLSICOS 
7.2.1. Classificação química 
As características mineralógicas e texturais apresentadas pelos granulitos félsicos (cap. 4) 
sugerem que esses litotipos são provenientes de protólitos ígneos plutônicos. Por essa razão, a sua 
classificação química foi baseada nos diagramas TAS (Total Alcalis x SiO2) de Cox et al. (1979) 
adaptado por Wilson (1989) para rochas plutônicas e no diagrama de classificação multicatiônica R1-
R2 para rochas plutônicas de De la Roche et al. (1980) (Fig. 7.1).Os granulitos félsicos compreendem rochas intermediárias a ácidas (58,32 – 76,14% de SiO2). 
No diagrama TAS, as amostras se distribuem entre os campos composicionais do diorito, granodiorito 
e granito, sendo que a maioria das amostras do ortopiroxênio granulito félsico está localizada no 
campo do granodiorito, enquanto a maioria das amostras do biotita granulito félsico é classificada 
como granito (Fig. 7.1a). O mesmo diagrama indica também que esses litotipos possuem assinatura 
subalcalina/tholeiítica. Segundo o diagrama R1-R2, as amostras apresentam uma classificação similar, 
distribuindo-se entre os campos do diorito, tonalito, granito e predominantemente granodiorito (Fig. 
7.1b). 
A classificação no diagrama de variação AFM de Irvine & Baragar (1971) visou meramente à 
classificação dos granulitos em termos composicionais, uma vez que essas rochas não são 
necessariamente cogenéticas em termos de diferenciação. A figura 7.1c mostra que os granulitos 
félsicos apresentam filiação cálcio-alcalina e que suas amostras definem uma tendência 
aproximadamente paralela ao limite de separação entre os campos cálcio-alcalino e tholeiítico, no lado 
AF do diagrama triangular (Fig. 7.1c). Destaca-se também que as amostras que plotam próximo ao 
vértice A (Na2O + K2O) do diagrama correspondem ao biotita granulito félsico. 
Em relação à saturação em alumina, o diagrama de Shand (1943) indica que o biotita granulito 
félsico é peraluminoso, com índices de aluminosidade (ACNK) entre 1,02 e 1,24 (Fig. 7.1d). O 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 79 
ortopiroxênio granulito félsico, por sua vez, não apresenta uma tendência clara quanto ao índice de 
aluminosidade, pois a maioria de suas amostras situa-se no limite de separação entre o campo das 
metaluminosas e peraluminosas, com valores ACNK entre 0,87 e 1,08. 
 
 
Figura 7.1: Diagramas para classificação química dos granulitos. (a) TAS (Cox et al. 1979); (b) R1-R2 (De la 
Roche et al. 1980); (c) AFM [(Na2O+K2O)–FeOt–MgO] (Irvine & Baragar 1971); (d) Índice de aluminosidade 
(Shand 1943). 
 
Segundo a classificação geoquímica de Frost et al. (2001), baseada em diagramas binários de 
elementos maiores para rochas graníticas, os granulitos félsicos correspondem a granitóides 
magnesianos, cálcicos a cálcio-alcalinos (Fig. 7.2a, b). Os mesmos autores associam essas assinaturas 
químicas a batólitos de orógenos do tipo cordilheiranos, plútons em arcos de ilhas e plagiogranitos. 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 80 
 
Figura 7.2 – Diagramas para classificação química dos granulitos félsicos (Frost et al. 2001). (a) FeOtot/(FeOtot + 
MgO) vs. SiO2 com a delimitação entre o campo dos granitoides ferrosos e magnesianos; (b) Na2O + K2O + CaO 
vs. SiO2 com os campos composicionais das séries cálcica, cálcio-alcalina, álcali-cálcica e alcálica (Legenda na 
figura 7.1). 
 
7.2.2. Ambiência tectônica 
A caracterização da ambiência tectônica dos protólitos dos granulitos félsicos foi baseada em 
diagramas discriminatórios para granitóides. Na classificação de Pearce et al. (1984), que relaciona os 
elementos traços Y x Nb, as amostras dos granulitos félsicos ocupam preferencialmente o campo dos 
granitóides de arcos vulcânicos e granitóides sin-colisionais (VAG+syn-COLG), com exceção de três 
representantes no campo dos granitóides de cadeia oceânica (ORG) (Fig. 7.3a). No diagrama 
multicatiônico R1-R2 de De la Roche et al. (1980) com campos discriminantes de Batchelor & 
Bowden (1985), os granulitos félsicos são classificados predominantemente como granitóides pré-
colisionais, com algumas amostras plotadas próximo ao campo dos sin-colisionais e poucos 
representantes no campo dos plagiogranitos derivados de fontes mantélicas (Fig. 7.3b). 
Os granulitos félsicos também foram classificados nos diagramas de Maniar & Piccoli (1989), 
nos quais diversos ambientes tectônicos são diferenciados com base nos elementos maiores (Fig. 7.3c - 
g). Observa-se que, salvo poucas exceções, as amostras se inserem sistematicamente no campo 
correspondente aos granitoides de arco de ilhas (IAG), de arco continental (CAG) e de colisão 
continental (CCG), algumas vezes mostrando afinidade com os granitóides pós-orogênicos (POG). 
Porém, a caracterização do último grupo é dificultada pelo fato dele não possuir um campo exclusivo 
nesses diagramas. Independentemente, os autores classificam esses quatros grupos como granitoides 
orogênicos, pois todos estiveram associados à orogenia nas escalas de tempo e espaço. 
 
 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 81 
 
Figura 7.3 - Diagramas discriminantes de ambientes 
tectônicos para os granulitos félsicos. (a) Y x Nb 
(Pearce et al. 1984) onde: WPG – granitos intraplaca, 
VAG+syn-COLG – granitos de arco vulcânico e 
granitos sin-colisionais, ORG – granitos de arco 
oceânico; (b) R1-R2 (Batchelor & Bowden 1985); (c 
- g) Categorização tectônica de Maniar & Piccoli 
(1989), onde: IAG - granitoides de arco de ilhas, 
CAG - granitoides de arco continental, CCG – 
granitoides de colisão continental, POG – granitoides 
pós-orogênicos, RRG - granitoides associados à 
rifteamento, CEUG - granitoides de soerguimento 
epirogênico, OP – plagiogranitos oceânicos. Legenda 
na figura 7.1. 
 
 
 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 82 
Diante do apresentado, entende-se que os diversos diagramas forneceram resultados 
condizentes entre si. De modo geral, todos eles sugerem que os granulitos félsicos estiveram 
associados a ambientes de convergência de placas. 
 
7.3. GRANULITOS MÁFICOS 
7.3.1. Classificação química 
Para a classificação química dos protólitos dos granulitos máficos foram aplicados os 
diagramas classificatórios de rochas plutônicas para elementos maiores (TAS e R1-R2) como também 
diagramas classificatórios de rochas vulcânicas baseados em elementos traços. São eles: Nb/Y - 
Zr/TiO2 de Winchester & Floyd (1977) e Nb/Y - Zr/Ti de Pearce (1996) (Fig. 7.4). 
Os granulitos máficos apresentam composição básica a intermediária (46,76 – 56,20% de 
SiO2). No diagramas TAS (Cox et al. 1979), a maioria das amostras está situada no campo do gabro e 
duas delas no campo do diorito (K2C e HMI3B). Nota-se também que todas as amostras apresentam 
assinatura subalcalina/tholeiítica (Fig. 7.1a). Essa classificação é corroborada pelo diagrama 
multicatiônico R1-R2 (De la Roche et al. 1980), no qual as amostras se distribuem entre os campos do 
gabro-diorito, gabro e gabro-norito (Fig. 7.1b). 
No diagrama de Winchester & Floyd (1977) a maioria das amostras dos granulitos máficos 
plota entre os campos do basalto subalcalino e do basalto/andesito, com exceção de duas amostras de 
composição andesítica (K2C e K47B) (Fig. 7.4a). No diagrama de Pearce (1996) as amostras se 
posicionam nos campos do basalto e do andesito basáltico (Fig. 7.4b). Esses resultados indicam que, 
de maneira geral, os quatro diagramas de classificação química foram concordantes entre si, 
certificando o caráter básico das rochas analisadas e sugerindo que a maioria das amostras pode ser 
proveniente de protólitos gabróicos ou basálticos. 
O diagrama AFM de Irvine & Baragar (1971) evidencia a assinatura tholeiítica da maior parte 
das amostras dos granulitos máficos, com exceção das amostras K2C e HMI3B (Fig. 7.1c). Quanto ao 
índice de aluminosidade, o diagrama de Shand (1943) mostra que as rochas máficas são 
metaluminosas, com valores ACNK entre 0,48 e 0,85 (Fig. 7.1d). 
 
7.3.2. Ambiência tectônica 
A caracterização do ambiente tectônico de formação dos protólitos máficos foi baseada em 
diagramas discriminatórios para rochas basálticas. Nesse caso, optou-se por diagramas que utilizam os 
elementos menores e traços, sobretudo aqueles considerados imóveis durante o metamorfismo de alto 
 
Contribuições às Ciências da TerraSérie M, vol. 74, 117 p. 
 
 83 
 
Figura 7.4 – Diagramas para classificação química dos granulitos máficos baseada em elementos traços. (a) 
Zr/TiO2 – Nb/Y (Winchester & Floyd 1977); (b) Zr/Ti – Nb/Y (Pearce 1996). OBS: Os teores de Nb abaixo do 
limite de detecção (LDD) foram substituídos por metade do LDD. 
 
grau (e.g. Nb, Ti, V, Y, Zr). Isso porque em rochas máficas os efeitos da mobilidade dos elementos 
tendem a ser mais severos, devido a sua maior instabilidade química em comparação aos granitoides. 
O diagrama de Pearce & Gale (1977) faz uso das razões Ti/Y e Zr/Y para discriminar os 
basaltos intraplaca de outras variedades basálticas, coletivamente denominadas basaltos de margem de 
placa. A distinção se baseia no enriquecimento de Ti e Zr, ao contrário do Y, em basaltos intraplaca. 
Segundo essa classificação, os granulitos máficos apresentam assinatura geoquímica condizente com 
basaltos de margem de placa (Fig. 7.5a). 
O diagrama triangular Ti–Zr–Y de Pearce & Cann (1973) é aplicado a basaltos tholeiíticos 
com variação composicional entre 20% > CaO + MgO > 12%. Devido a essa restrição, três amostras 
dos granulitos máficos não estão plotadas nesse diagrama. Observa-se na figura 7.5b que as amostras 
do litotipo máfico se distribuem entre os campos dos tholeiítos de arco de ilha (IAT), basaltos de 
dorsais meso-oceânicas (MORB) e basaltos cálcio-alcalinos (CAB), excetuando apenas o campo dos 
basaltos intraplaca (WPB). 
No diagrama triangular Zr–Nb–Y de Meschede (1986) as amostras estão dispersas entre os 
campos B (basaltos E-MORB – enriquecidos em elementos traços incompatíveis), C (tholeiítos 
intraplaca e basaltos de arcos vulcânicos) e D (basaltos N-MORB – empobrecidos em elementos 
traços incompatíveis – e basaltos de arcos vulcânicos). Novamente, nota-se que nenhuma a amostra se 
insere nos campos exclusivos dos basaltos intraplaca alcalinos e/ou tholeiíticos (AI e AII) (Fig. 7.5c). 
Por fim, foi aplicado o diagrama de Shervais (1982), que se baseia na semelhança periódica e 
comportamentos distintos dos elementos de transição Ti e V para distinguir basaltos tholeiíticos de 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 84 
arco vulcânico, MORB e basaltos alcalinos. Nesse diagrama, as amostras dos granulitos máficos 
plotam nos campos dos tholeiítos de arco de ilha e dos basaltos de fundo oceânico (Fig. 7.5d). 
 
 
Figura 7.5 - Diagramas discriminantes de ambientes tectônicos para os granulitos máficos. (a) Ti/Y x Zr/Y 
(Pearce & Gale 1977); (b) Ti-Zr-Y, onde: IAT - tholeiítos de arco de ilha, MORB - basaltos de dorsais meso-
oceânicas, CAB - basaltos cálcio-alcalinos, WPB - basaltos intraplaca (Pearce & Cann 1973); (c) Zr-Nb-Y onde: 
AI - Basaltos intraplaca alcalinos, AII - Basaltos intraplaca tholeiíticos, B - basaltos E-MORB – enriquecidos em 
elementos traços incompatíveis, C - tholeiítos intraplaca e basaltos de arcos vulcânicos, D - basaltos N-MORB – 
empobrecidos em elementos traços incompatíveis – e basaltos de arcos vulcânicos (Meschede 1986); (d) Ti x V 
((Shervais 1982). OBS: Os teores de Nb abaixo do limite de detecção (LDD) foram substituídos por metade do 
LDD (Legenda na figura 7.1). 
 
Diante do exposto, considera-se que os diversos diagramas discriminatórios forneceram 
resultados em consonância, pois todos sugerem que os protólitos máficos estiveram associados a 
ambientes de margem de placa. Porém, a partir desses resultados não foi possível definir se os 
protólitos foram originados em limites divergentes ou convergentes, uma vez que as assinaturas 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 85 
geoquímicas permitem relacioná-los tanto a rochas ígneas de arcos vulcânicos, quanto a fragmentos de 
crosta oceânica. 
 
7.4. GRANULITOS ALUMINOSOS 
7.4.1. Classificação química 
Os estudos petrográfico (cap. 4) e geocronológico (cap. 8) indicam que os granulitos 
aluminosos apresentam proveniência sedimentar. As análises geoquímicas revelam que suas amostras 
apresentam uma considerável variação composicional. Das quatro amostras analisadas, a K39 
apresenta composição básica (49,83% de SiO2), K58A e K46A composição intermediária (60,26 – 
61,35% de SiO2) e HMI9B composição ácida (73,62% de SiO2). Os teores de Al2O3 são menos 
discrepantes (12,95 a 16,57%) e a classificação no diagrama de Shand (1943) mostra que as rochas 
apresentam caráter peraluminoso, com valores ACNK entre 1,14 e 2,02 (Fig. 7.1d). 
A amostra com o menor teor de SiO2 (K39) apresenta os maiores teores de Fe2O3tot, MgO e 
CaO e teores baixos de Na2O e K2O. Em relação aos elementos traços, essa amostra se destaca por 
apresentar os teores mais baixos de Ba (64 ppm) e os mais elevados de Ni (192 ppm) e V (388 ppm) 
(Anexos IV e V). Ao contrário, a amostra com o maior teor de SiO2 (HMI-9B) é empobrecida nos 
elementos Fe2O3, MgO e CaO e enriquecida em Na2O e K2O em relação às demais. Dentre os traços, a 
amostra apresenta os teores mais elevados de Ba (639 ppm) e Sr (174 ppm) e os mais baixos de V 
(95ppm). 
Essa relativa variabilidade composicional pode ser resultante de heterogeneidades dos 
protólitos sedimentares, como também da remobilização de elementos móveis, principalmente durante 
episódios de fusão parcial. A observação em campo de feições migmatíticas em afloramentos desse 
litotipo corrobora a última hipótese. 
A fim de se caracterizar a composição dos protólitos, foi utilizado o diagrama discriminante de 
Herron (1988), que relaciona log(Fe2O3
(t)/K2O) vs. log(SiO2/Al2O3) (Fig. 7.6a). Nota-se que a maioria 
das amostras plota no campo dos folhelhos ricos em Fe, próximo ao limite deste com o campo dos 
arenitos ricos em Fe. A amostra HMI-9B apresenta composição química correspondente à de 
grauvacas. 
 
7.4.2. Ambiência tectônica 
A caracterização do ambiente tectônico de deposição dos protólitos dos granulitos aluminosos 
foi baseada no diagrama discriminante de Roser & Korsch (1986), o qual relaciona log(K2O/Na2O) x 
SiO2 e pode ser aplicado para arenitos e folhelhos (Fig. 7.6b). De acordo com essa classificação, o 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 86 
protólito pelítico de três amostras pode ter sido depositado em ambiente de arco de ilhas e de uma 
delas (HMI9B) em margem continental ativa. 
Contudo, apesar desse resultado ser consistente com a ambiência tectônica caracterizada para 
os granulitos félsico e máfico, esse diagrama relaciona elementos considerados móveis na fácies 
granulito. Soma-se a isso o número reduzido de amostras analisadas, o que torna a classificação 
tectônica dos granulitos aluminosos passível de maior incerteza em comparação aos demais litotipos. 
 
 
Figura 7.6 – Diagramas discriminantes para os granulitos aluminosos. (a) Classificação química segundo 
log(Fe2O3
(t)/K2O) vs. log(SiO2/Al2O3) (Herron 1988); (b) Classificação tectônica segundo log(K2O/Na2O) vs. 
SiO2 (Roser & Korsch 1986). 
 
 
CAPÍTULO 8 
GEOCRONOLOGIA 
8.1. INTRODUÇÃO 
A datação de granulitos desperta um interesse particular na comunidade científica em razão 
dessas rochas serem remanescentes de raízes profundas de orógenos e, por conseguinte, evidenciarem 
as condições P-T mais extremas de sua evolução. Em terrenos metamórficos de alto grau, grande parte 
da trajetória P-T evolutiva localiza-se acima de 800°C. Nesse contexto, o zircão pode ser o único 
mineral capaz de manter o seu sistema isotópico U-Pb fechado e fornecer informações 
geocronológicas nessa janela crítica de temperatura. Todavia, a interpretação das idades fornecidas por 
zircão de terrenos de alto grau é complexa, visto que nessas condições há a atuação de processos que 
promovem a alteração de grãos pré-existentes em diversas escalas, além da cristalização de novos 
zircões (Harley et al. 2007). 
O objetivo do estudo geocronológico do Granulito Pedra Dourada é obter a idade de 
cristalização dos protólitosígneos e do metamorfismo de fácies granulito. No caso do granulito 
aluminoso, além da idade do metamorfismo, visa-se confirmar a sua origem paraderivada, identificar 
as principais populações de zircões e correlacioná-las às possíveis áreas-fonte. Com isso, espera-se 
identificar a relação entre os diversos litotipos que compõem o Granulito Pedra Dourada e 
compreender o seu significado geotectônico. 
A técnica empregada para a datação U-Pb em zircão foi a LA-ICP-MS (Laser Ablation 
Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometer). As datações foram realizadas em três amostras 
representativas do Granulito Pedra Dourada. As amostras K11A e HMI6C correspondem ao granulito 
félsico e foram coletadas na ocorrência setentrional e na porção oeste do corpo principal, 
respectivamente. A amostra HMI9B representa o granulito aluminoso e foi coletada na porção leste do 
corpo principal (Fig. 1.2). A metodologia aplicada na preparação das amostras e na realização das 
análises está descrita no subitem 1.4.3. Os resultados analíticos estão apresentados no anexo VII. 
Os subitens a seguir apresentam uma breve introdução ao método de datação U-Pb e uma 
revisão teórica sobre a expressão do metamorfismo de alto grau em zircão e suas implicações para a 
datação U-Pb de granulitos. A finalidade desta pesquisa é adquirir as informações disponíveis na 
literatura e aplicá-las para a correta interpretação dos resultados obtidos e, consequentemente, para o 
melhor entendimento da petrogênese do Granulito Pedra Dourada. 
 
8.2. O MÉTODO U-Pb 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 88 
O sistema isotópico U-Th-Pb é atualmente o geocronômetro mais aplicado na resolução de 
diversos problemas geológico-geocronológicos. O princípio do método se baseia no decaimento do U 
e do Th para isótopos estáveis de Pb. O Pb, por sua vez, apresenta quatro isótopos naturais: 204Pb, 
206Pb, 207Pb e 208Pb, sendo que apenas o primeiro não é radiogênico e é conhecido como Pb comum. Os 
outros isótopos são os membros finais de três extensas séries de decaimento com meias-vidas distintas 
(Tab. 8.1). Cada uma dessas séries pode ser aplicada como um sistema de datação independente, que 
resultam em idades concordantes entre si se o sistema isotópico tiver permanecido fechado após a 
cristalização e se a composição inicial de Pb comum for conhecida ou puder ser desprezada (Faure 
1986; Geraldes 2010). 
 
Tabela 8.1 - Séries de decaimento do sistema U-Th-Pb, simplificadas pelos isótopos radioativos iniciais e 
radiogênicos finais e suas respectivas meias-vidas e constantes de decaimento. Modificado de Geraldes (2010). 
Série de decaimento Meia-vida (Ga) Constante de decaimento λ, ano-1 
238U 206Pb 4,468 1,55125 x 10-10 
235U 207Pb 0,703 9,8485 x 10-10 
232Th 208Pb 14,01 0,49475 x 10-10 
 
O método U-Pb utiliza as duas primeiras séries de decaimento e fornece três idades 
independentes entre si: 206Pb/238U, 207Pb/235U e 207Pb/206Pb. A representação dos resultados analíticos 
baseia-se em uma curva de referência (concórdia), a qual relaciona, em um diagrama de eixos 
coordenados, as variações isotópicas em função do tempo geológico. O diagrama mais usado é o de 
Wetherill (1956) no qual as razões 207Pb/235U e 206Pb/238U são plotadas nos eixos x e y, 
respectivamente. 
Quando o sistema isotópico permanece fechado, as idades 206Pb/238U, 207Pb/235U e 207Pb/206Pb 
são iguais e os resultados são ditos concordantes, pois os dados plotados no diagrama coincidem com 
a concórdia. Nos casos em que ocorre a perda de isótopos, os pontos analíticos não coincidem com a 
concórdia e são ditos discordantes. A união de tais pontos define uma reta chamada discórdia, cuja 
extrapolação, nos casos mais simples, intercepta a concórdia em dois pontos. O intercepto superior 
corresponde à idade de cristalização e o inferior à idade do distúrbio. (Silva 2006; Geraldes 2010). 
Os minerais ideais para a aplicação do método são aqueles que apresentam alta concentração 
de U, pouco ou nenhum Pb comum inicial e baixas taxas de difusão, o que permite o acúmulo dos 
isótopos ao longo do tempo geológico (Geraldes 2010). Nesse cenário, o zircão se destaca como o 
mineral mais utilizado na geocronologia U-Pb graças à sua facilidade em incorporar U e Th em 
substituição ao Zr, somada à sua restrita assimilação de Pb comum (204Pb) durante a cristalização. Isso 
permite deduzir que praticamente todo o Pb presente no zircão é radiogênico, resultante do decaimento 
de U e Th, o que aumenta o grau de confiabilidade das idades obtidas (Geraldes 2010). Ademais, o 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 
 89 
mineral apresenta baixas taxas de difusão iônica decorrentes de sua elevada temperatura de 
fechamento (~800°C), o que assegura a preservação do sistema isotópico U-Th-Pb perante diversos 
processos geológicos. Soma-se a essas propriedades a sua ubiquidade em rochas crustais como mineral 
acessório (Harley et al. 2007). 
Atualmente, as razões isotópicas U-Pb podem ser obtidas a partir de duas metodologias 
distintas: a diluição isotópica (e.g. técnica ID-TIMS – Isotopic Dilution-Thermal Ionization Mass 
Spectrometer, também chamada “geocronologia convencional”) e a análise in situ, realizada a partir 
das técnicas SIMS (Secondary Ion Mass Spectrometry) como a SHRIMP (Sensitive High Resolution 
Ion Microprobe) e a LA-ICP-MS (Laser Ablation-Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometer). A 
geocronologia U-Pb convencional não é indicada para a datação de grãos com estrutura interna 
complexa (e.g. domínios heterogêneos, núcleos herdados, sobrecrescimento metamórfico) devido ao 
caráter destrutivo da técnica. Por ser baseada na dissolução completa da amostra, a idade obtida 
representa uma média das misturas isotópicas, sendo nesse caso, destituída de significado geológico 
(Silva 2006). 
Em contrapartida, as técnicas SIMS (SHRIMP e LA-ICP-MS), devido à sua alta resolução 
espacial, possibilitam a obtenção de análises pontuais precisas. Com o auxílio de imagens 
pancromáticas de catodoluminescência (CL) e/ou elétrons retro-espalhados (BSE) é possível 
identificar as heterogeneidades internas do grão e determinar separadamente as idades dos diversos 
eventos geológicos registrados em um único cristal. Essas características fazem dessa sistemática a 
mais eficiente para a datação de rochas metamórficas de alto grau, cujas condições P-T resultam em 
múltiplas complexidades morfológicas. Ao comparar essas duas técnicas, Gerdes & Zeh (2006) 
demostraram que o LA-ICP-MS fornece idades U-Pb idênticas às obtidas via SHRIMP, mas que 
podem ser ainda mais precisas devido à maior sensibilidade das análises SHRIMP a contaminações 
por Pb comum na superfície do mount. 
 
8.3. O ZIRCÃO NO METAMORFISMO DE ALTO GRAU 
8.3.1. Condições de formação 
O conceito de “zircão metamórfico” se aplica aos grãos que cresceram, foram recristalizados 
ou modificados por processos físico-químicos atuantes durante o metamorfismo (Harley et al. 2007). 
Nas condições metamórficas de alto grau, tais processos incluem: 
(1) Cristalização a partir de fluidos (aquosos ou fundido) que se tornam supersaturados em Zr 
após a dissolução dos zircões de granulação mais fina. A precipitação pode ocorrer na forma 
de bordas neocristalizadas em torno de grãos remanescentes ou como novos cristais (Roberts 
& Finger 1997; Schaltegger et al. 1999; Vavra et al. 1999); 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 90 
(2) Nucleação e cristalização sub-solidus (blastogênese) por difusão de Zr e Si, liberados por 
reações metamórficas que promovem a quebra de silicatos maiores portadores de Zr (e.g. 
granada, hornblenda) e fases acessórias (e.g. rutilo) (Fraser et al 1997; Pan 1997); 
(3) Recristalização no estado sólido, parcial ou total, de grãos pré-existentes (Schaltegger et al. 
1999; Hoskin & Black 2000). 
A formação de zircão metamórficopode ocorrer em diversas etapas da evolução de um 
orógeno. Durante a trajetória de aquecimento, o seu crescimento é atribuído principalmente a 
mecanismos de dissolução-reprecipitação (1), originados pelas reações de desidratação (e.g. biotita, 
hornblenda) que induzem a fusão parcial. Adicionalmente, pode ocorrer a cristalização sub-solidus (2) 
resultante da difusão de Zr proveniente da quebra da hornblenda. 
O aumento progressivo da temperatura favorece a recristalização no estado sólido (3), que 
requer uma alta energia de ativação (Vavra et al. 1996). A recristalização ocorre por meio da migração 
de elementos traços e defeitos intracristalinos e comumente tem inicio nas bordas do cristal, 
progredindo em direção ao centro do grão (Hoskin & Black 2000). Quando a recristalização é parcial, 
o zircão pode exibir feições texturais internas diversas, que incluem domínios bem preservados e áreas 
onde a estrutura primária foi completamente obliterada. Nesses casos, interpreta-se que a idade obtida 
a partir dos domínios mais amplamente recristalizados corresponde à idade mais aproximada do pico 
metamórfico. (Vavra et al. op. cit.). 
Ao longo da trajetória de resfriamento, o crescimento de zircão pode ser resultante de reações 
sub-solidus que promovem a quebra de minerais como rutilo e granada (2), geralmente associada à 
descompressão (Fraser et al 1997). Ademais, novos grãos ou bordas podem se precipitar a partir de 
fusões parciais tardias e fluidos residuais liberados nas etapas finais da evolução do orógeno (1) 
(Roberts & Finger 1997). 
 
8.3.2. Características físicas 
Os zircões metamórficos são caracterizados por superfícies arredondadas que, por vezes, 
definem a morfologia ovoide, interpretada como resultado da reabsorção diferencial por fluidos 
intergranulares insaturados em Zr (Hoskin & Black 2000) (Fig. 8.1a). Contudo, o crescimento na 
presença de fluidos/fundido pode produzir terminações prismáticas. Em granulitos também é comum a 
ocorrência de grãos equidimensionais, euédricos e multifacetados, padrão conhecido como “soccer-
ball” (Schaltegger et al. 1999) (Fig. 8.1b). Embora esse hábito tenha sido descrito em diversos 
terrenos de alto grau ao redor do mundo, ainda não existe um consenso se sua origem decorre da 
cristalização subsolidus ou da recristalização completa de grãos remanescentes (Harley et al. 2007). 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 
 91 
A cristalização sub-solidus e a recristalização no estado sólido não originam estruturas 
internas, exceto um possível zonamento por setor. Os limites entre os setores podem ser retilíneos ou 
suavemente curvos, mas também é comum apresentarem a forma de zig-zag, padrão conhecido como 
fir-tree (Fig. 8.1c). Já os novos grãos e bordas cristalizadas a partir de fluidos/fundido exibem, além 
das terminações prismáticas, o zonamento oscilatório típico dos grãos ígneos, resultante da 
distribuição heterogênea de elementos traços (Hoskin 2000) (Fig. 8.1d). 
A recristalização no estado sólido, quando não é completa, pode resultar em uma ampla 
diversidade e complexidade de texturas internas originadas por modificações em estruturas 
magmáticas primárias (Corfu et al. 2003). Os zircões de rochas de alto grau frequentemente exibem a 
seguinte sequência de estruturas internas: um núcleo herdado, um sobrecrescimento prismático com 
zonamento oscilatório (melt-precipitated) parcialmente modificado pela recristalização e uma zona 
homogênea de alta luminescência (Pidgeon et al. 1998; Vavra et al. 1999) (Fig. 8.1e). O zonamento 
oscilatório se torna progressivamente mais espesso, indistinto e convoluto em resposta ao 
metamorfismo (Fig. 8.1f). Os tipos texturais mais complexos exibem feições caóticas que lembram 
estruturas de fluxo (Fig. 8.1g). 
Outra textura comum na fácies granulito é a recristalização transgressiva, que ocorre por meio 
de frentes de recristalização que migram a partir das terminações do cristal em direção ao centro e 
apagam as texturas magmáticas remanescentes (Fig. 8.1h). O resultado final desse processo é a 
recristalização total do grão, com a obliteração completa das estruturas primárias (Hoskin & 
Schaltegger 2003). Entretanto, a recristalização transgressiva pode preservar parcialmente a 
composição isotópica do protólito, o que resulta em domínios com idades U-Pb mistas (Hoskin & 
Black 2000) (Fig. 8.1i). 
 
8.4. RESULTADOS ANALÍTICOS 
8.4.1. Amostra K11A – Ortopiroxênio granulito félsico 
Os zircões da amostra K11A são predominantemente límpidos e incolores e podem ser 
diferenciados em dois subgrupos morfológicos. O subgrupo dominante é constituído de cristais 
prismáticos com terminações variavelmente arredondadas. Os comprimentos variam de 80 a 420µm e 
a elongação (razão comprimento/espessura) varia entre 5:3 e 5:1. O subgrupo minoritário é composto 
por grãos bem arredondados e mais curtos (elongação 3:2). 
 As imagens CL revelam que os zircões prismáticos apresentam estruturas internas complexas 
(Fig. 8.2). Os tipos mais preservados são raros e exibem núcleos homogêneos ou com texturas 
complexas (Fig. 8.2a-b). Esses são circundados por sobrecrescimentos magmáticos (melt-precipitated) 
com zonamento oscilatório típico. Porém, a maioria dos zircões é desprovida de núcleo e exibe o 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 92 
 
Figura 8.1 - Morfologias externas e estruturas internas típicas de zircões metamórficos de rochas de alto grau. 
(a) Morfologia ovoide com faces e arestas arredondadas (Hoskin & Schaltegger 2003); (b) Morfologia “soccer-
ball” (Harley et al. 2007); (c) Sobrecrescimento metamórfico com zonamento por setor e padrão fir-tree (ft) 
(Vavra et al. 1996); (d) Sobrecrescimento magmático (melt-precipitated) com zonamento oscilatório e borda 
prismática (Silva 2006); (e) Sequência de estruturas comuns em zircão da fácies granulito: núcleo herdado 
(core), sobrecrescimento prismático com zonamento oscilatório (prismatic) e sobrecrescimento homogêneo com 
alta luminescência (isometric) (Vavra et al. 1999); (f) Zonamento convoluto em zircão parcialmente 
recristalizado (Hoskin & Schaltegger 2003); (g) Feições caóticas com estruturas de fluxo em grão intensamente 
recristalizado (Harley et al. 2007); (h) Frente de recristalização que migra da borda para o centro do grão e 
oblitera o zonamento oscilatório primário (Corfu et al. 2003); (i) Resquícios do zonamento oscilatório 
preservados após a recristalização transgressiva, o que resulta em domínios de idade mista (Hoskin & Black 
2000). 
 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 
 93 
zonamento magmático amplamente modificado pela recristalização. As modificações variam desde 
zonamentos mais espessos, turvos e sinuosos até texturas caóticas, caracterizadas por bandamentos 
convolutos e difusos que não preservam registros da estrutura original (Fig. 8.2c-h). Segundo Corfu et 
al. (2003) essas feições são típicas de zircão de rochas de fácies granulito. 
Os cristais prismáticos apresentam também bordas de alta luminescência de espessuras 
variadas, que obliteram total ou parcialmente as estruturas pretéritas (Fig. 8.2i-k). Por vezes, essas 
bordas formam frentes de alteração lobulares que adentram os domínios zonados (Fig. 8.2j). Segundo 
Harley et al. (2007), essas feições são sugestivas de processos de alteração associados ao ingresso de 
fluidos no grão. 
Os zircões do subgrupo minoritário possuem alta luminescência e não exibem registros de 
zonamento oscilatório. Em contrapartida, são identificadas feições que se assemelham ao zonamento 
por setor (Fig. 8.2l). De acordo com Hoskin & Black (2000), tais texturas sugerem que esses zircões 
são de origem metamórfica. 
As datações U-Pb foram realizadas em 79 spots, distribuídos entre os domínios internos e as 
bordas de alta luminescência de 65 zircões. As idades obtidas por meio das razões 207Pb/206Pbvariam 
entre 1988 ± 19 Ma e 2159 ± 19 Ma (0–10% de discordância) (Tab. 1 - Anexo VII). Na maioria dos 
casos, as idades mais antigas correspondem aos domínios internos de zircões zonados e as mais jovens 
às bordas e aos cristais homogêneos (e.g. Fig. 8.2a). Porém, nota-se que essa coerência não é mantida 
para todos os grãos. Alguns apresentam idades idênticas para o centro zonado e a borda recristalizada, 
enquanto outros exibem centros mais jovens que suas respectivas bordas (e.g. Fig. 8.2e). Segundo 
Gerdes & Zeh (2009), isso sugere que algumas bordas foram menos afetadas por perdas de Pb do que 
os domínios centrais. 
O diagrama concórdia Wetherill mostra que todas as análises constituem um único 
agrupamento subconcordante (Fig. 8.3a). O resultado de maior consistência analítica foi obtido a partir 
das 73 razões mais concordantes (0–5% de discordância) e corresponde a uma idade 207Pb/206Pb média 
de 2077 ± 4,6 Ma (MSWD = 0,93). A ausência de uma idade concórdia revela que, de maneira geral, 
os zircões dessa amostra experimentaram uma ou múltiplas perdas de Pb após a cristalização (Gerdes 
& Zeh op. cit.). Desse modo, embora a maioria das idades constitua um conjunto de dados coerente, 
não é seguro interpretar que a média calculada corresponda à idade de cristalização magmática. 
As características texturais observadas nas imagens CL, associadas aos resultados isotópicos, 
indicam que a maior parte das idades provém de domínios parcial ou totalmente recristalizados e 
também de zircões que cresceram durante o metamorfismo de alto grau. Sendo assim, considera-se 
que a média das razões 207Pb/206Pb (~2077 Ga) pode representar a melhor estimativa para a idade do 
metamorfismo de fácies granulito. Quanto à idade de cristalização, a razão 207Pb/206Pb do spot 105 
(2159 ± 19 Ma; 1% de discordância) pode ser interpretada como a idade mínima da cristalização do 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 94 
protólito ígneo, visto que provém de um domínio zonado e representa o resultado concordante mais 
antigo (Fig. 8.3a). 
 
Figura 8.2 - Imagens de catodoluminescência (CL) de zircões representativos da amostra K11A. Os círculos 
indicam o local das análises (diâmetro do spot = 20µm). Também estão informados o número do spot, a idade 
207Pb/206Pb (em Ma) e a porcentagem de discordância (Disc.). 
 
8.4.2. Amostra HMI-6C – Ortopiroxênio granulito félsico 
Os zircões da amostra HMI-6C são translúcidos, incolores a amarelados e apresentam hábito 
predominantemente prismático com graus variados de arredondamento. Os comprimentos variam de 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 
 95 
 
Figura 8.3 - Diagramas concórdia Wetherill e diagramas de variação (detalhe) das amostras do granulito félsico. 
(a) Idade de metamorfismo (Mean) e idade mínima de cristalização (Spot 105) da amostra K11A. (b) Idade de 
cristalização da amostra HMI-6C. (c) Reta discórdia cujos interceptos correspondem a idades de dois possíveis 
eventos metamórficos da amostra HMI-6C. (d) Detalhe do intercepto inferior com a idade interpretada como 
correspondente ao metamorfismo de fácies granulito da amostra HMI-6C. 
 
85 a 560µm e a elongação de 2:1 a 5:1. Nessa amostra ocorrem também grãos ovoides e grãos 
equidimensionais multifacetados que caracterizam a morfologia soccer-ball. 
Sob imagens CL, os cristais prismáticos comumente exibem núcleos de luminescência baixa a 
média, com texturas caóticas ou completamente homogêneas (Fig. 8.4a-c). Esses são circundados por 
sobrecrescimentos com zonamento oscilatório, o qual é característico de cristalização na presença de 
fundido. No entanto, alguns zircões prismáticos são desprovidos de núcleo e apresentam o zonamento 
ígneo variavelmente recristalizado (Fig. 8.4d-g). Parte dos grãos exibe também bordas de alta 
luminescência, responsáveis pela obliteração parcial ou total dos domínios zonados (Fig. 8.4h-i). 
Os zircões soccer-ball e alguns grãos ovoides possuem alta luminescência e são carentes de 
estruturas magmáticas. Em contrapartida, exibem o zonamento por setor, textura típica de grãos 
metamórficos (Fig. 8.4j-l). 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 96 
 
Figura 8.4 - Imagens de catodoluminescência (CL) de zircões representativos da amostra HMI-6C. Os círculos 
indicam o local das análises (diâmetro do spot = 20µm). Também estão informados o número do spot, a idade 
207Pb/206Pb (em Ma) e a porcentagem de discordância (Disc.). 
 
Foram datados 65 spots em 59 grãos, distribuídos entre os diversos domínios descritos (Tab. 2 
– Anexo VII). Vinte e cinco spots obtidos nos domínios internos de zircões prismáticos forneceram 
uma idade concórdia de 2704 ± 2,8 Ma (MSWD = 7,7), interpretada como correspondente à 
cristalização do protólito ígneo (Fig. 8.3b). 
Os demais spots forneceram idades 207Pb/206Pb concordantes a subconcordantes que variam 
entre 2001 ± 31 Ma e 2655 ± 29 Ma (0–9% de discordância). No diagrama concórdia Wetherill nota-
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 
 97 
se que as análises mais consistentes definem uma reta discórdia com idade do intercepto superior de 
2596 ± 34 Ma (MSWD = 3.0). Esse intercepto é marcado por spots obtidos em sobrecrescimentos 
magmáticos (melt-precipitated) e no interior de alguns zircões zonados (Fig. 8.3c). A idade do 
intercepto inferior é de 2097±83 Ma e corresponde às análises de domínios metamórficos de alta 
luminescência – bordas homogêneas, cristais soccer-ball, grãos ovoides e prismáticos extensivamente 
recristalizados. Esse padrão discordante reflete perdas episódicas de Pb dos zircões primários e/ou de 
novos zircões formados durante o metamorfismo (Gerdes & Zeh 2009). 
Em razão de o intercepto inferior ser definido exclusivamente por spots correspondentes a 
domínios metamórficos, essas dados foram retrabalhados separadamente a fim de se obter um valor 
mais preciso para a idade do metamorfismo. O cálculo, efetuado a partir do diagrama de variação com 
base nas sete análises mais concordantes, resultou em uma idade 207Pb/206Pb média de 2057 ± 32 Ma 
(MSWD = 1,6) (Fig. 8.3d). 
Esses resultados permitem interpretar que o granulito analisado foi afetado por dois distúrbios 
isotópicos, possivelmente relacionados a eventos metamórficos que sucederam a cristalização 
magmática do protólito em ~ 2,7 Ga. O primeiro (~2,60 Ga) pode ter sido associado a anatexia, 
conforme indicado pelas idades de sobrecrescimentos magmáticos (melt-precipitated) (e.g. Fig. 8.4c, 
e) e novos zircões. O segundo (~ 2,06 Ga) ocorreu em condições de fácies granulito e foi responsável 
tanto pela recristalização de grãos primários (e.g. bandamento por setor, bordas de alta luminescência) 
como pela nucleação de zircões metamórficos de alto grau (e.g. soccer-ball) (e.g. Fig. 8.4g - l). 
 
8.4.3. Amostra HMI-9B – Granulito aluminoso 
Os zircões da amostra HMI-9B são translúcidos, incolores a acastanhados e podem ser 
diferenciados em alguns subgrupos morfológicos. O subgrupo dominante é formado por cristais 
prismáticos com grau de arredondamento variável que, por vezes, caracteriza a morfologia ovoide. Os 
comprimentos variam de 55 a 450µm e a elongação de 5:4 a 4:1. Muitos desses cristais apresentam 
fraturas e/ou bordas quebradas. Um subgrupo minoritário é caracterizado por grãos isométricos 
esféricos ou multifacetados (soccer-ball). Um terceiro subgrupo é constituído de grãos anédricos. 
 As imagens CL revelam texturas internas variadas e complexas (Fig. 8.5). Os cristais 
prismáticos comumente exibem o zonamento oscilatório primário parcialmente afetado pela 
recristalização, cujas modificações variam desde bandas mais espessas, turvas e irregulares (Fig. 8.5a-
f) até texturas caóticas que descaracterizam completamente a estrutura original (Fig. 8.5g). Também é 
comum a ocorrência de margens de recristalização de baixaluminescência que aparentemente 
migraram a partir das bordas dos grãos em direção ao centro e apagaram o registro de estruturas 
pretéritas (Fig. 8.5h). Zircões com interior muito escuro podem representar o resultado final desse 
processo (Fig. 8.5i). Alguns cristais prismáticos curtos e os grãos soccer-ball exibem discreto 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 98 
zonamento por setor e luminescência média a alta (Fig. 8.5m-o). Os grãos anédricos possuem texturas 
difusas e luminescência média a baixa. 
 
 
Figura 8.5 - Imagens de catodoluminescência (CL) de zircões representativos da amostra HMI-9B. Os círculos 
indicam o local das análises (diâmetro do spot = 20µm). Também estão informados o número do spot, a idade 
207Pb/206Pb (em Ma) e a porcentagem de discordância (Disc.). 
 
 Foram analisados 138 spots em 106 grãos que forneceram um amplo espectro de idades 
individuais (Tab. 3 - Anexo VII). Esta variabilidade é característica de populações com proveniência 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 
 99 
sedimentar. 108 análises foram realizadas em domínios internos zonados que exibem diversos níveis 
de recristalização, sendo que três dessas foram desconsideradas por apresentarem discordância 
superior a 10%. As razões 207Pb/206Pb concordantes a subconcordantes variam entre 2250 ± 29 Ma e 
3402 ± 21 Ma (0–9% de discordância). Trinta spots obtidos em grãos homogêneos, bordas 
recristalizadas de alta luminescência e cristais soccer-ball forneceram as idades mais jovens, que 
variam entre 1998 ± 20 Ma e 2139 ± 19 Ma (0–6% de discordância). 
 As análises 207Pb/206Pb concordantes a subconcordantes estão representadas no diagrama de 
probabilidade relativa combinado ao histograma de frequência (Fig. 8.6a). Os dados correspondentes 
aos grãos que exibem feições ígneas constituem nove picos de frequência, o que evidencia a 
contribuição de diversas áreas-fonte com idades que variam do Paleoarqueano (3350 Ma em média) ao 
Riaciano (2268 Ma em média). O dado concordante do zircão mais jovem (2250 ± 29 Ma; 2% de 
discordância) é interpretado como a idade máxima de sedimentação. 
 Os spots obtidos em domínios homogêneos definem um único pico de frequência com idade 
de 2047 Ma. Este resultado é interpretado como uma idade aproximada do metamorfismo de fácies 
granulito. A fim de se obter um valor mais preciso para a idade do evento metamórfico, os dados deste 
intervalo foram retrabalhados nos diagramas de variação e de Wetherill (Fig. 8.6b). O resultado mais 
consistente foi alcançado a partir das 24 análises mais concordantes (0–4% de discordância) e 
corresponde à razão 207Pb/206Pb média de 2043 ± 8 Ma (MSWD = 0,99). Verifica-se que esse resultado 
é coerente com as datações do metamorfismo de alto grau realizadas nas outras amostras de fácies 
granulito (K11A ~2077 Ma; HMI6C ~ 2057 Ma). 
 
Figura 8.6 - Diagramas das análises U-Pb do granulito aluminoso (Amostra HMI-9B). (a) Curva de 
probabilidade relativa e histograma de frequência com as idades das diversas populações de zircões detríticos 
indicadas em cada pico de frequência. O pico definido em 2047 Ma corresponde às idades obtidas em domínios 
metamórficos. (b) Concórdia Wetherill e diagrama de variação (em detalhe) da média 207Pb/206Pb interpretada 
como a idade do metamorfismo de fácies granulito. 
 
 
 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 100 
 
 
 
CAPÍTULO 9 
PETROGÊNESE DO GRANULITO PEDRA DOURADA: 
DISCUSSÃO E CONCLUSÕES 
9.1. CARACTERÍSTICAS DE CAMPO E CONSTITUICÃO LITOLÓGICA 
O Granulito Pedra Dourada (GPD) representa uma unidade geológica particular, uma vez que 
os litotipos de fácies granulito que o constituem afloram em uma região caracterizada por condições 
metamórficas de médio grau. As rochas adjacentes correspondem aos ortognaisses anfibolíticos do 
Complexo Mantiqueira e à sequência metavulcanossedimentar do Grupo Dom Silvério. Durante os 
trabalhos de campo não foram observadas relações de contato entre os granulitos e as outras unidades 
regionais. O levantamento litológico/estrutural das rochas de alto grau correlacionáveis ao GPD 
mostrou que sua área de ocorrência é consideravelmente maior do que originalmente definido por 
Brandalise (1991) (Figs. 3.2 e 4.1). 
O GPD é composto predominantemente por ortogranulitos que incluem granulitos félsicos e 
subordinadamente granulitos máficos, além de granulitos aluminosos de natureza paraderivada. Os 
contatos entre os litotipos félsico e máfico variam de abruptos a difusos. O granulito aluminoso é o 
litotipo menos abundante e não foram encontrados afloramentos que mostrassem o seu contato com os 
litotipos ortoderivados. 
 Os litotipos de fácies granulito exibem diversas estruturas migmatíticas que foram 
classificadas segundo (Mehnert 1971). É comum encontrar-se o granulito máfico como blocos ou 
enclaves difusos no granulito félsico (e.g. schollen, nebulítica – Fig. 4.2a- b) ou o tipo máfico se 
alterna em bandas de contatos abruptos ou transicionais com o litotipo félsico (e.g. estrutura 
estromática, dobrada, schlieren – Fig. 4.2d - e). Observam-se também granulitos máficos recortados 
por veios discretos do granulito félsico (e.g. agmática – Fig. 4.2c). Os granulitos apresentam ainda 
leucossomas quartzo-feldspáticos que por vezes envolvem minerais máficos como a hornblenda, 
provavelmente originada no retrometamorfismo dos litotipos máficos (e.g. fleck – Fig. 4.3a) ou 
granada no caso dos aluminosos (e.g. flebítica – Fig. 4.2f). 
 É possível que as complexas relações de contato descritas para os litotipos ortoderivados 
sejam resultantes de processos de fusão parcial que pré-datam ou acompanham o evento de 
granulitização, conforme sugerido pelos contatos transicionais migmatíticos. Nesse caso o granulito 
félsico maciço poderia se tratar de um leucossoma charnockítico. Também é plausível que algumas 
dessas relações representem estruturas preservadas dos protólitos ígneos (e.g. magma-mingling, 
relações de intrusão), conforme indicado pelos contatos abruptos e intrusivos. 
 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 102 
9.2. SÍNTESE PETROGRÁFICA 
9.2.1. Granulitos félsicos 
Os granulitos félsicos incluem biotita ± granada granulitos e ortopiroxênio granulitos. O 
biotita ± granada granulito é composto de feldspato potássico, plagioclásio, quartzo, biotita (XMg = 
0,57 e 0,33 apfu de Ti) e granada (alm69,1 prp23,0 grs4,6 sps3,3). Apesar da ausência de ortopiroxênio, esses 
litotipos foram interpretados como pertencentes à fácies granulito devido à predominância de 
ortoclásio em vez de microclina, ao plagioclásio antipertítico, à biotita rica em Ti, a ausência completa 
de moscovita primária e, finalmente, à sua associação espacial com ortopiroxênio granulito félsicos e 
granulitos máficos. 
O ortopiroxênio granulito félsico é composto essencialmente de plagioclásio (An43), feldspato 
potássico (Or90), quartzo, biotita (XMg = 0,52 e 0,55-0,58 apfu de Ti), ortopiroxênio (Fs52En47 e 0,04 
apfu de Al), granada (alm66grs18prp12sps4), hornblenda (Fe-pargasita) e ilmenita. As condições P-T do 
metamorfismo granulítico foram estimadas com a geotermobarometria convencional e com o 
THERMOCALC pelo método Average P-T (avPT). O THERMOCALC forneceu os resultados mais 
consistentes com as paragêneses de alto grau. Os valores com menores erros analíticos (σfit) obtidos 
para a associação mineral principal correspondem a 797 ± 31°C e 7,1 ± 0,8 kbar (αH2O = 0,3) para as 
composições de núcleo e 725 ± 31°C e 6,5 ± 0,9 kbar (αH2O = 0,2) para as composições de borda dos 
minerais. 
É interessante notar que as texturas de reação associadas à granada (e.g. intercrescimento 
simplectítico com minerais opacos/ textura coronítica em torno de plagioclásio) sugerem que esse 
mineral é tardio em relação à paragênese principal de fácies granulito.A origem da granada coronítica 
tem sido tema de debate. Maji et al. (2008) defendem o crescimento de granada durante o 
metamorfismo progressivo à custa de plagioclásio + ilmenita ± biotita ± hornblenda ± quartzo. Outros 
autores (e.g. Harley 1989; Sen & Battacharya 1993) opinam que a formação de granada ocorre durante 
o retrometamorfismo como consequência de um resfriamento aproximadamente isobárico (trajetória 
IBC), por meio da reação: 
Ortopiroxênio + plagioclásio = granada + quartzo (1) 
As condições P-T obtidas a partir do THERMOCALC só foram possíveis com a presença da 
granada na paragênese. Desse modo, essas estimativas podem não corresponder ao pico metamórfico, 
mas sim ao início da trajetória retrometamórfica. 
 
9.2.2. Granulitos máficos 
Os granulitos máficos são formados predominantemente por plagioclásio (An42), 
ortopiroxênio (En56Fs43 e 0,04 apfu de Al), clinopiroxênio (Wo48En38Fs14), biotita (XMg = 0,61 e 0,45 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 103 
apfu de Ti), anfibólio (Hornblenda/Tschermakita/Edenita), quartzo, granada (alm58prp20grs19sps3), e 
ilmenita. As condições P-T do metamorfismo granulítico foram calculadas no THERMOCALC com o 
método avPT, considerando a presença e a ausência de quartzo na associação mineral principal. Os 
melhores resultados foram obtidos na ausência desse mineral para αH2O = 0,1 e correspondem a 740 ± 
20°C e 9,5 ± 0,8 kbar para as composições de núcleo e 730 ± 18°C e 9,0 ± 0,7 kbar para as 
composições de borda dos minerais. 
Segundo Pattison et al. 2003, a reação geral de aparecimento do ortopiroxênio em anfibolitos 
sob pressões inferiores a 10 kbar é: 
Hornblenda + quartzo ± granada = ortopiroxênio + clinopiroxênio ± plagioclásio + líquido (2) 
 Assim como observado no ortopiroxênio granulito félsico, granadas simplectíticas e 
coroníticas também estão presentes nos litotipos máficos. A textura coronítica ocorre no contato entre 
o plagioclásio e piroxênios/hornblenda. Outro tipo de textura coronítica é definido por clinopiroxênio 
em tono de ortopiroxênio. Segundo Harley (1989), ambas as texturas são condizentes com trajetórias 
IBC e resultam das reações (1) e (3). 
Ortopiroxênio + plagioclásio = granada + clinopiroxênio + quartzo (3) 
 Os minerais granada e clinopiroxênio foram utilizados no cálculo das condições P-T no 
THERMOCALC. Dessa forma, assim como ocorre para o granulito félsico, os resultados obtidos 
podem representar um segmento da trajetória retrógrada e não as condições de equilíbrio do pico 
termal. 
 A presença de cummingtonita formando pseudomorfos de ortopiroxênio sugere o 
retrometamorfismo na fácies anfibolito. Segundo Spear (1995), o aparecimento desse mineral está 
relacionado à inserção de H2O no sistema, conforme a reação (4). 
Ortopiroxênio + quartzo + H2O = Cummingtonita (4) 
 
9.2.3. Granulitos aluminosos 
Os granulitos aluminosos são compostos de granada (alm57-72prp20-37grs5-12sps1-3), plagioclásio 
(An24-51), quartzo, biotita (XMg = 0,60-0,74 e 0,43-0,61 apfu de Ti), feldspato potássico (Or92), 
ortopiroxênio (En57-66Fs34-43 e 0,10-0,18 apfu de Al) e ilmenita, além de sillimanita e Cr-espinélio 
composto pela solução sólida gahnita-espinélio-hercinita (razões Zn:Mg:Fe = 0,3-1:0,6-2:2). Os dois 
últimos só ocorrem inclusos em granada poiquiloblástica, que contém ainda inclusões arredondadas a 
ameboides de biotita, quartzo e feldspatos. 
As condições P-T de metamorfismo do granulito aluminoso foram calculadas nos softwares 
RCLC e THERMOCALC. Ambos os softwares são baseados em bancos de dados termodinâmicos 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 104 
internamente consistentes, embora o primeiro consista de um sistema mais simplificado. Novamente, 
considera-se que os resultados fornecidos pelo THERMOCALC foram mais satisfatórios e realistas 
em relação às associações minerais analisadas. As condições P-T obtidas com o método avPT estão 
entre 846-815 ± 44°C e 7,6-6,6 ± 0,8 kbar (αH2O = 0,3) para o núcleo e 774-759 ± 43°C e 7,3-6,4 ± 0,8 
kbar (αH2O = 0,2) para as composições de borda dos minerais. 
Além das estruturas migmatíticas observadas em campo (e.g. flebítica), o granulito aluminoso 
exibe também feições microscópicas sugestivas de fusão parcial. Essas consistem de filmes quartzo-
feldspáticos em torno de porfiroblastos de granada (e.g. Fig. 4.9e) ou como resquícios de junções 
tríplices preservadas no interior desse mineral (Fig. 4.9f). Essas texturas são interpretadas como a 
mimetização do fundido aprisionado no granulito, sugerindo um caráter residual para a petrogênese do 
granulito aluminoso (Moraes 2013). 
Localmente, foram encontrados granulitos muito aluminosos, compostos basicamente de 
granada (com inclusões de hercinita), ortopiroxênio e Ti-biotita (Fig. 4.9b). Esses podem ser 
interpretados como resíduos de fusão extrema após a extração e perda do fundido, o que resultou no 
empobrecimento de sílica e consequente concentração do alumínio. 
As evidências de fusão parcial descritas acima podem ser compreendidas do ponto de vista 
petrológico considerando o sistema simplificado CaNaKFMASH. Esse sistema representa pelitos com 
plagioclásio e grauvacas aluminosas, como é o caso dos protólitos do granulito aluminoso. Nesse 
contexto, sob condições de fácies granulito de pressão intermediária, ocorrem reações de fusão 
associadas à quebra da moscovita (5), seguida pela quebra da biotita em temperaturas mais elevadas 
(6) e (7). 
Moscovita + plagioclásio + quartzo = feldspato potássico + sillimanita + fundido (5) 
Biotita + sillimanita + plagioclásio + quartzo = granada + feldspato potássico + fundido (6) 
Biotita + plagioclásio + quartzo = ortopiroxênio + feldspato potássico + fundido (7) 
 Essas reações são denominadas vapor absent melting (fusão na ausência de vapor) devido às 
condições insaturadas em H2O sob as quais elas ocorrem (Spear 1995). O mesmo autor enfatiza que, 
em função do grau de fusão parcial, a quebra da biotita pode produzir fundido suficiente para a 
geração de plútons graníticos a partir de protólitos pelíticos (Clemens & Vielzeuf 1987 in Spear 1995). 
 Nota-se que os reagentes das equações (6) e (7) correspondem a fases minerais inclusas na 
granada porfiroblástica do granulito aluminoso, ao passo que os produtos dessas reações 
compreendem minerais em equilíbrio textural na matriz (e.g. granada, ortopiroxênio) ou filmes ao 
redor desses minerais (melt-precipitated). Essas características sugerem que a granada e o 
ortopiroxênio presentes nos granulitos aluminosos correspondem a produtos peritéticos resultantes de 
reações de fusão parcial desencadeadas pela quebra da biotita (White & Powell 2002; Moraes 2013). 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 105 
Segundo esses autores, a extração do fundido do sistema seria a responsável pela preservação das 
paragêneses anidras após o pico metamórfico. 
 Outra textura notável no que tange os granulitos aluminosos são sobrecrescimentos de granada 
simplectítica em torno de granada pretérita. Segundo Harley (1989), essas texturas são indicativas de 
trajetórias IBC em granulitos metapelíticos, similar ao inferido para os granulitos félsicos e máficos. 
As trajetórias IBC correspondem a segmentos retrógrados de trajetórias horárias ou anti-horárias (Best 
2003). O tipo horário é associado a terrenos granulíticos gerados na base de crosta espessada. A 
trajetória anti-horária é interpretada como resultado de underplating ou extensão de uma crosta de 
espessura normal (Ellis 1987, Harley 1989, Spear 1992). Ambos os casos requerem um segundo 
evento orogênico para a exposição desses terrenos (Ellis 1987). 
 
9.3. GEOQUÍMICA 
O Granulito Pedra Dourada compreende litotipos ácidos, intermediários e básicos (46 - 76% 
de SiO2) de assinatura subalcalina/tholeiítica. Biotita ± granada granulitos félsicos correspondem 
quimicamente a granitose granodioritos; ortopiroxênio granulitos félsicos correspondem 
predominantemente a granodioritos e granulitos máficos são equivalentes a gabros e dioritos. Os 
granulitos aluminosos são quimicamente semelhantes a pelitos e grauvacas. 
Os litotipos ortoderivados apresentam assinatura cálcio-alcalina para os termos félsicos e 
tholeiítica para os máficos. As rochas cálcio-alcalinas são predominantemente peraluminosas, com 
A/CNK entre 0,9 e 1,2. Os litotipos tholeiíticos são metaluminosos (A/CNK 0,5 – 0,9) e os granulitos 
aluminosos são peraluminosos (A/CNK 1,1 – 2,0). 
Em relação à ambiência tectônica, os dados geoquímicos indicaram que os granulitos félsicos 
apresentam assinaturas compatíveis com granitóides de arco continental, arcos de ilha ou de colisão 
continental. Esse contexto tectônico convergente é coerente com a evolução da margem leste do 
Cráton do São Francisco durante a Orogenia Transamazônica (Noce et al. 2007a, b; Heilbron et al. 
2010). 
Os granulitos máficos, por sua vez, apresentam assinatura geoquímica compatível com 
ambientes de margem de placa. Porém, os dados geoquímicos não permitiram caracterizar de maneira 
inequívoca se a gênese dos mesmos esteve associada a ambientes divergentes ou convergentes. 
 No caso dos granulitos aluminosos, o número reduzido de amostras não permite uma 
caracterização tectônica segura. Ainda assim, os litotipos de protólito pelítico possuem características 
de sedimentos depositados em ambiente de arco de ilhas, enquanto a amostra grauvaquiana é 
associada à margem continental ativa. 
 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 106 
9.4. GEOCRONOLOGIA 
9.4.1. Granulito félsico (Amostra K11A) 
A assembleia de zircões da amostra K11A é caracterizada por domínios parcial ou totalmente 
recristalizados, além de zircões que cresceram durante o metamorfismo de alto grau (e.g. grãos 
homogêneos). Diferencia-se das demais amostras datadas pela ausência de núcleos herdados 
arqueanos. A idade mais antiga encontrada corresponde a Pb207/Pb206 de 2159 ± 19 Ma (1% de 
discordância) e foi interpretada como a idade de cristalização do protólito. As demais análises 
forneceram uma idade média Pb207/Pb206 de 2077 ± 5 Ma (MSWD = 0,93; n = 73), interpretada como a 
melhor estimativa para a idade do metamorfismo de fácies granulito. 
A proximidade temporal entre as idades interpretadas como cristalização e metamorfismo 
sugere que a intrusão desse corpo se deu em ambiente pré- a sin-colisional. Isso está em consonância 
com as idades atribuídas por Noce et al. (2007) ao período pré-colisional (2200-2100 Ma) e sin-
colisional (2100-2050 Ma) da Orogenia Transamazônica. Ao último, o autor associa um evento 
metamórfico de alto grau. Esse evento metamórfico também está registrado por idades de monazita 
entre 2,1-2,0 Ga obtidos em granulitos do Complexo Acaiaca (Degler et al. em preparação). 
 
9.4.2. Granulito félsico (Amostra HMI-6C) 
Na amostra HMI-6C, um grupo de 25 spots forneceram uma idade concórdia de 2704 ± 2,8 
Ma (MSWD = 7,7), interpretada como correspondente à cristalização do protólito ígneo. Os demais 
spots forneceram uma idade discórdia com intercepto superior em 2596 ± 34 Ma, marcando um 
distúrbio isotópico no Neoarqueano. Os spots que definem o intercepto inferior são provenientes de 
sobrecrescimentos metamórficos e zircões característicos de metamorfismo de alto grau (e.g. soccer-
ball). A média das idades Pb207/Pb206 corresponde a 2057± 32 Ma (MSWD = 1,6; n = 7) e foi 
interpretada como referente ao evento metamórfico de fácies granulito. 
Idades semelhantes de cristalização foram encontradas em ortognaisse TTG (2711 ± 11 Ma) e 
leucogranito (2710 ± 6 Ma) do Complexo Guanhães, embasamento do Orógeno Araçuaí (Silva et al. 
2002; Noce et al. 2007a), e em granitoides potássicos da porção sul do Cráton do São Francisco (2750 
– 2700 Ma) (Noce et al. 1997, 1998; Romano et al. 2012). Noce et al. (1997, 1998) também reportam 
idades obtidas em titanita de 2041 ± 5 Ma, interpretada como o pico do evento metamórfico na 
Orogenia Transamazônica. 
Os resultados obtidos neste trabalho revelam a existência de núcleos arqueanos retrabalhados 
durante a Orogenia Transamazônica. Tais fragmentos podem corresponder a extensões do Cráton do 
São Francisco preservados do Evento Tectonotermal Brasiliano no domínio retrabalhado do Cinturão 
Mineiro (Alkmim et al. 2004). A preservação do sistema isotópico durante o Ciclo Brasiliano, uma 
Contribuições às Ciências da Terra Série M, vol. 74, 117 p. 
 
 107 
vez que nenhum dos zircões datados registra idades neoproterozoicas, pode estar relacionada às 
características reológicas oriundas do nível crustal profundo no qual os granulitos foram gerados. 
 
9.4.3. Granulito Aluminoso (Amostra HMI-9B) 
 A assembleia de zircões da amostra HMI-9B apresenta um amplo espectro de idades 
individuais, com picos de frequência entre 3350 e 2047 Ma, o que confirma a origem paraderivada do 
granulito aluminoso (Fig. 8.6). O maior pico de frequência está relacionado às analises de domínios ou 
cristais homogêneos de zircão e corresponde a idade média 207Pb/206Pb de 2043 ± 8 Ma 
(MSDW=0,99). Esse resultado é coerente com as demais idades do metamorfismo de fácies granulito 
obtidas para os litotipos ortoderivados. 
 Os demais picos de frequência evidenciam a contribuição de diversas áreas-fonte com idades 
que variam do Paleoarqueano (3350 Ma em média) ao Riaciano (2268 Ma em média). A idade 
máxima de sedimentação foi interpretada com base no dado concordante do zircão mais jovem (2250 
± 29 Ma; 2% de discordância), a qual corresponde à fase pré-colisional da Orogenia Transamazônica. 
Dessa forma é possível inferir que os protólitos sedimentares do granulito aluminosos foram depósitos 
em bacias do tipo intra-arco, associadas aos arcos magmáticos de idade riaciana, assim como 
interpretado para a deposição do Grupo Sabará (Hartmann et al. 2006; Heilbron et al. 2010). 
A interpretação acerca dos dados isotópicos U-Pb produzidos durante esta pesquisa estão 
sumarizados na tabela 9.1. Em relação à idade do metamorfismo de fácies granulito, registrado nos 
sobrecrescimentos metamórficos de cristais magmáticos, em grãos homogêneos ou de morfologia 
soccer-ball, parece não restar duvidas de que o mesmo esteve relacionado à Orogenia 
Transamazônica, responsável pela amalgamação do paleocontinente São Francisco durante o Riaciano 
(2,2 – 2,0 Ga). Por outro lado, no que tange a natureza dos protólitos, a geocronologia mostrou que os 
litotipos correlacionados ao Granulito Pedra Dourada apresentam origens distintas. 
 
Tabela 9.1. Sumário dos resultados isotópicos U-Pb – LA-ICP-MS. 
Amostra Litotipo Localização 
Idade 
magmática 
Idade 
metamórfica 
K11A 
Opx granulito 
félsico 
São Bartolomeu (Sem Peixe) 2159 ± 19 Ma 2077 ± 5 Ma 
HMI-6C 
Opx granulito 
félsico 
Imediações de Sem Peixe 2704 ± 3 Ma 2057 ± 32 Ma 
HMI-9B 
Granulito 
aluminoso 
Fazenda Pedra Dourada (Dom Silvério) 
3402 ± 21 Ma a 
2250 ± 29 Ma 
2043 ± 8Ma 
 
 
Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 108 
9.1. CONCLUSÕES 
O Granulito Pedra Dourada é constituído de três litotipos de fácies granulito: félsico, máfico e 
aluminoso. Os granulitos félsicos apresentam afinidade geoquímica com granitóides cálcio-alcalinos 
peraluminosos, originados em ambientes convergentes. Apesar das similaridades geoquímicas, foram 
encontradas duas idades muito distintas para os protólitos. O mais antigo constitui o registro de um 
evento magmático neoarqueano (~2,7 Ga), ao passo que o protólito mais jovem corresponde a um 
magmatismo juvenil com idade paleoproterozóica (~2,1 Ga). 
 Os protólitos máficos são tholeiítos metaluminosos gerados em ambiente de margem de 
placa. Os granulitos aluminosos são peraluminosos e tem assinatura química similar a sedimentos de 
ambiente de arco. O estudo de proveniência sedimentarcorrobora essa hipótese e indica uma idade 
máxima de sedimentação em 2,2 Ga, associada a bacias intra-arco riacianas. 
As condições de metamorfismo de fácies granulito registradas nesses litotipos foram definidas 
entre 846-740°C e 9,5–6,6 kbar, para composições de núcleo e 774-725°C e 9,0-6,4 kbar para as 
composições de borda dos minerais. Esses resultados indicam que os granulitos foram formados em 
profundidades entre 24 e 35 km. A presença de granadas coroníticas em todos os litotipos de fácies 
granulito é sugestiva de resfriamento aproximadamente isobárico, o que permite inferir que esse 
terreno seguiu uma trajetória retrógrada do tipo IBC associada a um espessamento de crosta (Ellis 
1987, Harley 1989). 
 As analises geocronológicas indicaram que o metamorfismo de fácies granulito ocorreu entre 
2,07-2,04 Ga e afetou as rochas juvenis, os sedimentos depositados em bacias riacianas e porções do 
embasamento arqueano. Esse evento tectono-termal é relacionado ao período colisional da Orogenia 
Transamazônica. As condições P-T e a trajetória IBC sugerem que esses terrenos granulíticos 
requereram uma segunda orogenia que permitisse a sua exumação. No contexto geológico do 
Granulito Pedra Dourada, esse evento pode ser atribuído à Orogenia Brasiliana. 
 
 
 
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Marinho, K.S.M., 2014. Petrogênese do Granulito Pedra Dourada, MG. 
 
 116 
 
Anexos 
 
Anexo I – Coordenadas UTM dos pontos apresentados na figura 1.2. 
Anexo II – Análise modal de lâminas delgadas do Granulito Pedra Dourada. 
Anexo III – Resultados de química mineral obtidas via MSE e MEV-EDS. 
Anexo IV – Resultados de química de rocha total obtidos via ICP-OES (LGqA-UFOP). 
Anexo V – Resultados de química de rocha total obtidos via ICP-ES (AcmeLabs). 
Anexo VI – Resultados de química de rocha total de Jordt-Evangelista (1996). 
Anexo VII – Resultados das análises U-Pb via LA-ICP-MS. 
 
 
 
 
 
Anexo I 
 
Coordenadas UTM dos pontos apresentados na figura 1.2 
 
Ponto UTM_E UTM_N Rocha Observações 
K1A 725245 7766755 Anfibolito L 
K1B 725287 7766798 Granulito félsico L, Q 
K2 725240 7766673 Granulito félsico/máfico L, MS, Q 
K3 725318 7766129 Gnaisse 
K4 722823 7765686 Gnaisse 
K5 721670 7768364 Granulito félsico L, Q 
K6 721675 7767820 Granulito félsico/máfico L, Q 
K7 720348 7759614 Granulito máfico L, MEV, 
K7A 720135 7759613 Anfibolito 
K8 719730 7758586 Paragnaisse L, Q 
K9 719941 7758550 Gnaisse 
K10 719999 7758423 Gnaisse 
K11 726272 7780807 Granulito félsico/máfico L, MS, MEV, Q, G 
K12 726136 7781060 Quartzito 
K13 726078 7781302 Anfibolito 
K14 725956 7781194 Xisto 
K15 724906 7780646 Gnaisse 
K16 727463 7781530 Anfibolito 
K17 726615 7782913 Quartzito 
K18 726852 7782208 Anfibolito 
K19 726708 7780051 Gnaisse 
K20 726717 7780223 Anfibolito 
K21 727821 7780516 Anfibolito 
K21A 728308 7780217 Anfibolito 
K22 726856 7776703 Quartzito 
K23 725510 7774615 Granulito máfico 
K24 725479 7774093 Granulito félsico L 
K25 724799 7773793 Granulito félsico 
K26 719419 7768128 Granulito máfico L, MEV, 
K27 719314 7767798 Granulito félsico 
K28 720115 7766461 Granulito félsico/máfico 
K29 720435 7765857 (Meta) Diabásio/ (Meta) Gabro 
K30 720941 7765732 Gnaisse 
K31 721051 7765913 (Meta) Diabásio/ (Meta) Gabro L 
K32 724451 7765598 (Meta) Diabásio/ (Meta) Gabro 
K33 725058 7765979 Anfibolito/Gnaisse 
K34 726045 7765473 Anfibolito/Gnaisse 
K35 727140 7766494 Anfibolito 
K36 727253 7766881 Anfibolito/Gnaisse 
K36A 726963 7767189 (Meta) Diabásio/ (Meta) Gabro 
K37 726680 7767548 (Meta) Diabásio/ (Meta) Gabro 
K38 726653 7767781 Anfibolito/Gnaisse 
K39 726604 7768046 Granulito aluminoso L, MS, Q 
K40 726660 7768745 Granulito félsico/máfico L, Q 
K41 720759 7770755 (Meta) Diabásio/ (Meta) Gabro 
K42 721449 7771270 Anfibolito/Gnaisse L 
K43 721147 7770575 Granulito félsico 
K44 720683 7769584 Gnaisse L 
K45 720811 7769193 Granulito félsico L 
K46 722267 7770372 Granulito aluminoso L, Q 
K47 723557 7773412 Granulito máfico L, Q 
K48 719768 7770145 Quartzito 
K49 724594 7770500 Granulito félsico 
K50 725605 7771697 Granulito félsico 
K51 725649 7772376 Granulito aluminoso 
K52 724456 7769706 Granulito félsico/máfico L, Q 
K53 723883 7769632 Gnaisse 
K54 724538 7768121 Anfibolito/Gnaisse 
K55 724436 7767683 Granulito aluminoso L, Q 
K56 725275 7766104 Gnaisse 
K57 725950 7769776 (Meta) Diabásio/ (Meta) Gabro L 
K58 726239 7769724 Granulito aluminoso L, Q 
K59 725909 7769732 Granulito félsico L 
K60 719019 7761987 (Meta) Granito porfirítico L 
K61 721673 7764690 Gnaisse 
K62 721074 7762561 Gnaisse 
K62A 721574 7761947 Gnaisse 
K63 720602 7760868 Gnaisse 
K64 723968 7763326 Granulito félsico L, Q 
K65 720569 7759722 Gnaisse 
K66 719729 7758468 Gnaisse 
K67 720164 7758412Anfibolito/Gnaisse 
AM7 727439 7777533 Gnaisse 
AM15 728431 7776564 Gnaisse 
AM16 726937 7776288 (Meta) Diabásio/ (Meta) Gabro 
AM17 725350 7776266 Gnaisse 
AM18 726244 7776337 Gnaisse 
AM-0 728468 7774916 Gnaisse 
AM-2 727660 7775659 Gnaisse 
AM41 725548 7774668 Granulito máfico L 
AM44 725524 7774129 Granulito máfico L 
AM52 724714 7773822 Granulito félsico L 
AM-78 723990 7774893 Quartzito 
AM-81 723595 7774924 Quartzito 
AM-95 722536 7774682 Gnaisse 
HDS-34 720650 7763700 (Meta) Diabásio/ (Meta) Gabro 
HDS-35 720425 7763750 Quartzito 
HDS-36 720150 7763700 Quartzito 
HDS-37 716500 7764850 (Meta) Diabásio/ (Meta) Gabro 
HDS-38 715700 7766600 (Meta) Diabásio/ (Meta) Gabro 
HDS-39 716300 7767400 Quartzito 
HDS-40 717225 7768400 Quartzito 
HDS-49 717750 7768650 Quartzito 
HDS-50 718700 7769500 Quartzito 
HDS-51 718950 7769600 (Meta) Diabásio/ (Meta) Gabro 
HDS-52 719750 7770200 Quartzito 
HDS-154 725300 7776250 Quartzito 
HDS-155 724600 7776550 Gnaisse 
HDS-156 723050 7775600 Gnaisse 
HDS-157 722350 7775400 Quartzito 
HMI-A 728225 7772850 (Meta) Diabásio/ (Meta) Gabro 
HMI-B 728675 7773050 (Meta) Diabásio/ (Meta) Gabro 
HMI-C 728550 7771950 Gnaisse 
HMI-D 729400 7776100 Gnaisse 
HMI-E 724900 7762400 Gnaisse 
HMI1 721000 7765800 Granulito máfico L, Q 
HMI3 720000 7766500 Granulito félsico L, Q 
HMI4 719500 7767800 Granulito félsico L, Q 
HMI5 719500 7768000 Granulito máfico L, Q 
HMI6 722000 7771800 Granulito félsico L, Q, G 
HMI7 724700 7770500 Granulito félsico L, Q 
HMI8 725500 7770000 Granulito félsico L, Q 
HMI9 726300 7769500 Granulito aluminoso L, MS, Q, G 
HMI11 721700 7767700 Granulito félsico/máfico L, Q 
HMI12 721600 7767900 Granulito félsico L, Q 
HMI15 721200 7770700 Granulito félsico L, Q 
HMI17 723600 7773500 Granulito máfico L 
MM17 722049 7771375 Granulito máfico L 
MM124 722043 7770263 Granulito félsico L 
MM125 722047 7770385 Granulito aluminoso L, MEV 
 
Siglas dos pontos: 
K - Pontos visitados durante este trabalho; 
AM – Pontos visitados por Alcântara & Machado (2010); 
HDS – Pontos visitados por Jordt-Evangelista (1992); 
HMI – Pontos visitados por Jordt-Evangelista (1996); 
MM – Pontos visitados por Melo & Maia (2010). 
 
Siglas das observações: 
L – Lâmina delgada; MS – Análise de microssonda eletrônica; MEV – Análise de MEV-EDS; Q – Análise 
geoquímica; G – Análise geocronológica por LA-Q-ICPMS. 
ANEXO II 
 
Análise modal de lâminas delgadas do Granulito Pedra Dourada 
 
Biotita ± granada granulito félsico 
Ponto Lâmina 
% Volumétrica 
Minerais essenciais Minerais acessórios Minerais secundários 
Pl Kfs Qz Bt Grt Aln, Ap, Hbl, Mnz, Op, Ttn, Zrn Cb, Chl, Ep, Scp, Ser 
K5 K5-C2 35 32 20 10 1 1 1 
K45 K45-A 34 40 20 5 -- <1 <1 
K52 K52-A 20 45 30 4 -- <1 <1 
K64 K64-A 35 25 20 15 <1 3 2 
HMI6 A7-21 35 25 30 9 -- <1 <1 
HMI7 A7-25 45 20 30 2 -- 2 1 
HMI11 A7-36 35 30 25 8 -- 1 1 
HMI11 A7-37 35 35 20 9 -- <1 <1 
HMI11 A7-40 10 45 35 8 1 <1 <1 
HMI12 A7-52 20 50 27 1 2 <1 <1 
HMI12 A7-53 35 25 30 5 5 <1 <1 
HMI12 A7-56 40 15 35 9 -- <1 <1 
HMI12 A7-58 20 55 20 <1 5 <1 <1 
HMI12 A7-59 40 25 30 1 4 <1 <1 
HMI12 A7-60 35 30 25 4 5 <1 <1 
HMI15 A7-67 35 30 35 5 -- 3 2 
 
 
Ortopiroxênio granulito félsico 
Ponto Lâmina 
% Volumétrica 
Minerais essenciais 
Minerais 
acessórios 
Minerais 
secundários 
Pl Qz Kfs Opx Cpx Grt Hbl Bt 
Ap, Mnz, Op, 
Ttn, Zrn 
Act, Chl, Cum, Ep, 
Ser 
K1B K1-B1 40 25 5 1 9 5 10 3 2 
K1B K1-B2 45 30 5 2 3 2 -- 10 2 1 
K1B K1-B3 35 20 10 3 12 2 -- 13 3 2 
K2 K2-E1 30 20 5 5 -- 10 -- 20 5 5 
K2 K2-E2 30 20 10 6 3 5 -- 20 3 3 
K11 K11-A 25 20 30 10 -- 1 8 5 <1 <1 
K11 K11-E 35 20 25 18 -- -- -- 1 <1 <1 
K24 K24 40 15 30 8 -- 2 -- 4 <1 <1 
K40 K40-B 35 35 15 13 -- -- -- <1 1 1 
K55 K55-A 50 25 <1 <1 -- 4 10 10 <1 <1 
K59 K59-A 45 35 <1 7 -- 2 -- 10 <1 <1 
HMI3 A7-14 40 20 6 15 5 <1 -- 10 2 2 
HMI4 A7-16 40 25 20 3 -- 1 <1 10 <1 <1 
HMI6 A7-22 45 30 10 8 -- 3 -- 1 2 1 
HMI6 A7-23 23 25 45 5 -- -- -- 1 <1 <1 
HMI6 A7-24 35 25 30 7 -- -- -- 2 <1 <1 
HMI6 HMI-6C 30 25 30 10 -- -- -- 4 <1 <1 
HMI8 A7-26 30 25 35 5 -- 1 -- 3 <1 <1 
HMI8 A7-27 40 30 20 5 -- 2 -- 2 <1 <1 
HMI8 A7-28 35 25 30 5 -- 2 -- 2 <1 <1 
HMI11 A7-39 40 30 <1 <1 -- 5 -- 20 3 2 
HMI11 A7-42 50 35 <1 1 -- 3 1 8 1 1 
MM124 DS14-124 30 20 40 5 -- -- -- 3 1 1 
 
Granulito Máfico 
Ponto Lâmina 
% Volumétrica 
Minerais essenciais Min. acessórios Min. secundários 
Pl Opx Cpx Hbl Bt Qz Grt Aln, Ap, Op, Scp, Ttn, Zrn Act, Cum, Ep, Ser 
K2 K2-C1 35 15 25 2 5 10 5 2 1 
K2 K2-C2 30 8 20 15 20 <1 5 1 1 
K2 K2-C3 30 20 15 8 10 10 4 2 1 
K6 K6-D1 40 5 25 -- 2 10 3 1 14 
K6 K6-D2 30 20 10 5 5 15 4 1 10 
K7 K7-B 40 <1 -- 5 27 15 <1 5 8 
K11 K11-D2 30 20 15 25 <1 8 1 <1 <1 
K26 K26-A 35 20 10 15 7 8 3 1 1 
K40 K40A 30 35 20 10 <1 1 -- 2 2 
K47 K47A 15 30 25 -- 20 5 3 <1 2 
K47 K47B 30 25 10 -- 15 12 3 <1 5 
HMI1 A7-09 30 15 15 30 <1 <1 1 6 3 
HMI3 A7-15 30 1 19 10 20 10 5 3 2 
HMI5 A7-18 40 20 15 12 2 3 3 3 2 
HMI9 A7-34 40 10 20 12 3 10 3 1 1 
HMI11 A7-38 35 -- 10 45 1 2 5 1 1 
HMI11 A7-44 40 25 -- 15 5 5 8 1 1 
HMI11 A7-49 25 5 20 30 1 5 5 2 7 
HMI11 A7-50 25 -- 20 35 <1 5 3 2 10 
HMI11 A7-51 25 -- <1 35 2 3 8 2 25 
HMI17 A7-76 25 25 15 -- 20 5 8 1 1 
AM41 DS-11-41 35 5 25 10 <1 2 3 5 15 
AM44 DS-11-44 25 <1 20 40 <1 10 1 2 2 
AM52 DS-11-52 40 25 15 5 1 10 1 2 1 
MM17 DS-14-17 30 25 30 10 <1 2 2 <1 <1 
 
Granulito Máfico Migmatizado 
Ponto Lâmina 
% Volumétrica 
Minerais Essenciais Min. acessórios Min. secundários 
Pl Qz Kfs Hbl Bt Grt Aln, Ap, Cpx, Op, Scp, Ttn, Zrn Chl, Ep, Ser 
K45 K45B 30 20 20 18 10 -- 1 1 
K52 K52B 30 20 5 30 10 <1 4 1 
K52 K52C 30 15 -- 35 10 <1 8 2 
K60 K60A 25 20 35 10 7 -- 2 1 
K64 K64B 30 30 -- 25 <1 10 4 1 
MM170 DS-14-170 25 25 35 8 5 -- 1 1 
MM171 DS-14-171 25 20 30 15 8 <1 1 1 
 
Granulito Aluminoso 
Ponto Lâmina 
% Volumétrica 
Minerais Essenciais Min. acessórios Min. Secundários 
Pl Qz Opx Grt Bt Or Ap, Hc, Sil, Op, Zrn Ep, Ser 
K39 K39 25 10 30 20 10 -- 4 1 
K46 K46A 25 30 15 20 5 -- 4 1 
K55 K55B 25 30 -- 20 25 -- <1 <1 
K58 K58 15 20 13 40 10 -- 1 1 
HMI9 A7-31 25 25 -- 15 10 20 4 1 
HMI9 A7-32 18 25 -- 12 8 35 1 1 
HMI9 HMI-9B 25 15 1 8 10 40 <1 <1 
MM125 DS-14-125A 25 30 20 10 2 10 2 1 
MM125 DS-14-125B 25 30 8 20 10 5 1 1 
ANEXO III 
 
Resultados de química mineral obtidos via MSE e MEV-EDS 
 
ANFIBÓLIO – MSE 
Lâmina K2C3 K11A 
Análises 2C23 2C24 2C25 2C26 11C16 11C21 11C22 
Local* Gr.1-Bd. Gr.1-Ct. Gr.2-Bd. Gr.2-Ct. Inc. em Grt. Gr.1-Ct. Gr.1-Bd. 
SiO2 43,91 44,03 44,61 44,83 42,14 42,96 42,56 
TiO2 1,51 1,57 1,39 1,28 1,69 1,82 1,77 
Al2O3 11,19 11,30 11,13 11,02 12,21 11,84 12,04 
FeO 15,00 14,75 14,98 14,71 19,03 18,41 18,31 
Cr2O3 0,01 0,04 0,08 0,01 0,01 0,00 0,04 
MnO 0,15 0,12 0,03 0,21 0,10 0,15 0,13 
MgO 11,19 11,29 11,56 11,78 8,93 9,09 9,04 
CaO 12,13 11,96 11,90 11,79 11,79 11,92 11,46 
Na2O 1,26 1,12 1,12 1,11 1,16 1,30 1,31 
K2O 1,56 1,70 1,58 1,37 2,09 1,90 1,91 
Total 97,91 97,88 98,38 98,11 99,15 99,39 98,57 
Fórmula estrutural calculada com base em 23O. Normalização em 15eNK. 
TSi 6,55 6,56 6,60 6,63 6,34 6,44 6,43 
Tal 1,45 1,44 1,40 1,37 1,66 1,56 1,57 
TFe3+ 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
TTi 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_T 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 
Cal 0,51 0,55 0,54 0,55 0,50 0,53 0,57 
CCr 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 
CFe3+ 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 0,00 0,00 
CTi 0,17 0,18 0,16 0,14 0,19 0,21 0,20 
CMg 2,49 2,51 2,55 2,60 2,00 2,03 2,04 
CFe2+ 1,83 1,76 1,74 1,71 2,27 2,24 2,19 
CMn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
CCa 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_C 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 
BMg 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
BFe2+ 0,04 0,08 0,11 0,11 0,09 0,07 0,13 
BMn 0,02 0,02 0,00 0,03 0,01 0,02 0,02 
BCa 1,94 1,91 1,89 1,87 1,90 1,91 1,86 
BNa 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_B 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 
ACa 0,000,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
ANa 0,36 0,32 0,32 0,32 0,34 0,38 0,38 
AK 0,30 0,32 0,30 0,26 0,40 0,36 0,37 
Sum_A 0,66 0,65 0,62 0,58 0,74 0,74 0,75 
Sum_cat 15,66 15,65 15,62 15,58 15,74 15,74 15,75 
Sum_oxy 23,03 23,06 23,04 23,02 23,00 23,06 23,08 
*Abreviações: Gr – Grão; Bd – Borda; Ct – Centro; Inc – Inclusão; Grt - Granada. 
ANFIBÓLIO – MEV-EDS 
Lâmina K7C 
Análises 7C119 7C1110 7C1111 7C21110 7C326 7C327 7C328 7C3210 
Local* Gr.1 Gr.2 Gr.3 Gr.4 Gr.5 Gr.6 Gr.7 Gr.8 
SiO2 46,71 43,77 47,75 45,44 47,58 49,24 48,07 47,68 
TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Al2O3 8,91 11,79 12,17 11,41 10,45 11,28 10,92 12,04 
FeO 17,99 20,47 18,79 20,82 18,69 15,90 18,92 18,81 
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
MnO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
MgO 14,33 8,45 8,18 9,63 11,67 8,82 7,26 8,58 
CaO 12,07 14,10 13,10 11,77 11,61 14,76 14,83 12,90 
Na2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
K2O 0,00 1,42 0,00 0,94 0,00 0,00 0,00 0,00 
Total 100,01 100,00 99,99 100,01 100,00 100,00 100,00 100,01 
Fórmula estrutural calculada com base em 23O. Normalização em 15eNK. 
TSi 6,58 6,41 6,89 6,60 6,77 7,05 6,97 6,86 
Tal 1,42 1,59 1,12 1,40 1,23 0,95 1,03 1,14 
TFe3+ 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
TTi 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_T 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 
Cal 0,05 0,44 0,95 0,55 0,53 0,95 0,83 0,91 
CCr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
CFe3+ 1,37 0,89 0,16 0,67 0,70 0,00 0,20 0,23 
CTi 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
CMg 3,01 1,84 1,76 2,09 2,48 1,88 1,57 1,84 
CFe2+ 0,57 1,62 2,10 1,69 1,30 1,90 2,10 2,02 
CMn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
CCa 0,00 0,21 0,02 0,00 0,00 0,26 0,30 0,00 
Sum_C 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 
BMg 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
BFe2+ 0,18 0,00 0,00 0,17 0,23 0,00 0,00 0,01 
BMn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
BCa 1,82 2,00 2,00 1,83 1,77 2,00 2,00 1,99 
BNa 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_B 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 
ACa 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
ANa 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
AK 0,00 0,27 0,00 0,17 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_A 0,00 0,27 0,00 0,17 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 15,00 15,27 15,00 15,17 15,00 15,00 15,00 15,00 
Sum_oxy 23,00 23,00 23,00 23,00 23,00 23,00 23,00 23,00 
 
 
 
 
 
ANFIBÓLIO – MEV-EDS 
Lâmina K11D 
Análises 11C2113 11C316 11C317 11C318 11C3113 11C3114 
Local* Gr.1 Gr.2 Gr.3 Gr.4 Gr.5 Gr.6 
SiO2 39,67 49,14 49,49 45,29 50,99 47,08 
TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Al2O3 10,05 18,22 10,05 11,27 9,90 10,82 
FeO 20,17 11,86 15,29 23,23 14,41 14,55 
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
MnO 0,00 1,01 0,56 0,00 0,00 0,13 
MgO 13,03 4,98 10,79 9,13 9,89 8,75 
CaO 14,95 12,56 13,81 11,08 14,80 18,67 
Na2O 2,14 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
K2O 0,00 2,22 0,00 0,00 0,00 0,00 
Total 100,01 99,99 99,99 100,00 99,99 100,00 
Fórmula estrutural calculada com base em 23O. Normalização em 15eNK. 
TSi 5,73 7,21 7,04 6,57 7,26 6,72 
Tal 1,71 0,79 0,96 1,43 0,74 1,28 
TFe3+ 0,56 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
TTi 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_T 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 
Cal 0,00 2,36 0,72 0,49 0,92 0,53 
CCr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
CFe3+ 1,67 0,00 0,24 0,95 0,00 0,75 
CTi 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
CMg 2,81 1,09 2,29 1,97 2,10 1,86 
CFe2+ 0,21 1,46 1,58 1,59 1,72 0,99 
CMn 0,00 0,10 0,07 0,00 0,00 0,02 
CCa 0,31 0,00 0,10 0,00 0,26 0,85 
Sum_C 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 
BMg 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
BFe2+ 0,00 0,00 0,00 0,28 0,00 0,00 
BMn 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 
BCa 2,00 1,97 2,00 1,72 2,00 2,00 
BNa 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_B 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 
ACa 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
ANa 0,60 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
AK 0,00 0,42 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_A 0,60 0,42 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 15,60 15,42 15,00 15,00 15,00 15,00 
Sum_oxy 23,00 23,99 23,00 23,00 23,09 23,00 
 
 
 
 
 
ANFIBÓLIO – MEV-EDS 
Lâmina K26 
Análises 26C116 26C117 26C118 26C136 26C421 26C422 
Local* Gr.1-Bd.1 Gr.1-Ct Gr.1-Bd.2 Gr.2 Gr.3-Ct.1 Gr.3-Ct.2 
SiO2 42,13 43,37 43,02 42,54 46,82 48,47 
TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Al2O3 12,75 10,97 10,61 9,63 8,73 9,69 
FeO 16,73 19,36 19,42 18,19 20,42 17,67 
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
MnO 0,00 0,11 0,00 0,33 0,10 0,00 
MgO 14,79 12,44 12,45 11,32 11,63 10,98 
CaO 10,87 12,09 12,99 15,39 12,30 13,20 
Na2O 2,73 1,67 1,51 2,59 0,00 0,00 
K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Total 100,00 100,01 100,00 99,99 100,00 100,01 
Fórmula estrutural calculada com base em 23O. Normalização em 15eNK. 
TSi 6,03 6,25 6,19 6,21 6,70 6,91 
Tal 1,97 1,75 1,80 1,66 1,30 1,09 
TFe3+ 0,00 0,00 0,01 0,13 0,00 0,00 
TTi 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_T 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 
Cal 0,18 0,11 0,00 0,00 0,17 0,54 
CCr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
CFe3+ 1,04 1,17 1,39 1,06 1,12 0,55 
CTi 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
CMg 3,16 2,67 2,67 2,46 2,48 2,34 
CFe2+ 0,63 1,05 0,94 1,03 1,22 1,56 
CMn 0,00 0,00 0,00 0,04 0,00 0,00 
CCa 0,00 0,00 0,00 0,41 0,00 0,02 
Sum_C 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 
BMg 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
BFe2+ 0,33 0,12 0,00 0,00 0,10 0,00 
BMn 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 
BCa 1,67 1,87 2,00 2,00 1,89 2,00 
BNa 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_B 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 
ACa 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
ANa 0,76 0,47 0,42 0,73 0,00 0,00 
AK 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_A 0,76 0,47 0,42 0,73 0,00 0,00 
Sum_cat 15,76 15,47 15,42 15,73 15,00 15,00 
Sum_oxy 23,00 23,00 23,00 23,00 23,00 23,00 
*Abreviações: Gr – Grão; Ct – Centro; Bd – Borda. 
 
 
 
 
BIOTITA - MSE 
Lâmina K11A K2-C3 K39 HMI-9B 
Análises 11C15 11C34 2C15 2C29 39C12 39C18 39C26 39C36 9C27 9C28 9C31 9C39 
Local* Gr.1 Gr.2 Gr.1 Gr.2 Gr.1 Gr.2 Gr.3 Incl. em Grt. Incl. em Grt.1 Gr.1 Incl. em Grt.2 Gr.2 
SiO2 36,06 37,64 38,68 38,09 38,70 37,89 39,41 39,11 37,56 38,79 37,48 36,48 
TiO2 4,79 5,19 3,99 4,08 4,40 4,19 4,04 4,54 4,49 5,24 5,51 5,35 
Al2O3 14,25 14,60 15,13 14,71 15,68 15,60 15,72 15,55 16,15 15,42 15,54 14,76 
Cr2O3 0,05 0,14 0,00 0,02 0,24 0,21 0,30 0,29 0,53 0,29 0,35 0,34 
FeO 19,04 19,23 15,29 16,54 11,33 10,92 11,39 10,82 11,56 13,50 12,82 15,21 
MnO 0,03 0,00 0,06 0,07 0,01 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,06 0,00 
MgO 11,71 11,48 14,10 13,88 16,82 16,88 17,06 17,16 15,55 14,86 14,62 12,87 
CaO 0,04 0,07 0,03 0,04 0,00 0,01 0,00 0,03 0,01 0,02 0,02 0,03 
Na2O 0,10 0,04 0,01 0,07 0,17 0,13 0,20 0,13 0,07 0,07 0,10 0,07 
K2O 9,88 10,06 10,14 10,21 9,74 10,09 9,91 9,83 10,07 9,92 9,91 9,69 
Total 95,95 98,45 97,43 97,71 97,09 95,95 98,03 97,46 95,99 98,11 96,41 94,80 
Fórmula estrutural calculada com base em 22O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
Si 5,49 5,57 5,66 5,60 5,57 5,53 5,61 5,59 5,49 5,58 5,49 5,51 
Al 2,56 2,54 2,61 2,55 2,66 2,68 2,64 2,62 2,78 2,61 2,68 2,63 
Al
IV
 2,51 2,44 2,35 2,40 2,43 2,47 2,39 2,41 2,51 2,42 2,51 2,49 
Al
VI
 0,05 0,11 0,26 0,15 0,22 0,21 0,25 0,21 0,28 0,19 0,17 0,13 
Ti 0,55 0,58 0,44 0,45 0,48 0,46 0,43 0,49 0,49 0,57 0,61 0,61 
Fe
2+
 2,43 2,38 1,87 2,04 1,36 1,33 1,36 1,29 1,41 1,62 1,57 1,92 
Cr 0,01 0,02 0,00 0,00 0,03 0,02 0,03 0,03 0,06 0,03 0,04 0,04 
Mn 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 
Mg 2,66 2,53 3,07 3,04 3,61 3,67 3,62 3,66 3,39 3,19 3,19 2,90 
Ca 0,01 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 
Na 0,03 0,01 0,00 0,02 0,05 0,04 0,06 0,04 0,02 0,02 0,03 0,02 
K 1,92 1,90 1,89 1,92 1,79 1,88 1,80 1,79 1,88 1,82 1,85 1,87 
Sum_cat 12,00 12,00 12,00 13,00 12,00 12,00 12,00 12,00 12,00 12,00 12,00 11,00 
Fe/Fe+Mg 0,48 0,48 0,38 0,40 0,27 0,27 0,27 0,26 0,29 0,34 0,33 0,40 
Mg/Fe+Mg 0,52 0,52 0,62 0,60 0,73 0,73 0,73 0,74 0,71 0,66 0,67 0,60 
*Abreviações: Gr – Grão; Incl – Inclusa; Grt – Granada. 
 
BIOTITA – MEV-EDS 
Lâmina DS-14-125A K26 K7B 
Análises 125C243 125C435 125C436 26C141 26C142 26C426 26C427 26C428 7C116 7C1112 7C2111 7C2112 7C2114 
Local*Gr.1 Gr.2 Gr.3 Gr.1-Bd. Gr.1-Ct. Gr.2-Bd.1 Gr.2-Bd.2 Gr.2-Bd.3 Gr.1 Gr.2 Gr.3 Gr.4 Gr.5 
SiO2 38,98 41,53 41,68 39,74 38,53 39,28 38,90 34,69 38,33 39,53 38,87 41,04 38,66 
TiO2 6,44 6,12 6,17 7,02 4,35 6,76 6,48 6,44 2,98 2,80 3,35 3,45 3,33 
Al2O3 15,10 12,86 14,55 11,99 12,89 12,21 13,64 13,41 14,73 17,99 14,71 14,40 16,48 
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
FeO 12,76 12,37 10,80 22,02 19,13 19,46 18,70 20,28 21,34 18,81 22,45 21,04 19,82 
MnO 0,23 0,67 0,00 0,00 0,63 0,77 0,24 0,39 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
MgO 16,82 15,74 16,66 10,38 13,06 11,37 11,96 14,22 10,78 10,73 11,22 9,78 12,17 
CaO 0,24 0,00 0,16 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,49 0,00 0,00 0,00 0,00 
Na2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,71 0,00 0,00 0,00 0,76 0,00 0,00 0,00 0,00 
K2O 9,44 10,72 9,98 8,85 10,69 10,15 10,07 10,56 10,59 10,14 9,41 10,28 9,53 
Total 100,01 100,01 100,00 100,00 99,99 100,00 99,99 99,99 100,00 100,00 100,01 99,99 99,99 
Fórmula estrutural calculada com base em 22O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
Si 5,48 5,85 5,78 5,80 5,66 5,74 5,64 5,16 5,66 5,67 5,69 5,96 5,59 
Al 2,50 2,13 2,37 2,06 2,23 2,10 2,33 2,35 2,56 3,04 2,54 2,46 2,80 
Al
IV
 2,50 2,13 2,23 2,06 2,23 2,10 2,33 2,35 2,35 2,33 2,31 2,04 2,41 
Al
VI
 0,00 0,00 0,15 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,21 0,72 0,23 0,42 0,39 
Ti 0,68 0,65 0,64 0,77 0,48 0,74 0,71 0,72 0,33 0,30 0,37 0,38 0,36 
Fe
2+
 1,50 1,46 1,25 2,69 2,35 2,38 2,27 2,52 2,63 2,26 2,75 2,56 2,40 
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Mn 0,03 0,08 0,00 0,00 0,08 0,10 0,03 0,05 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Mg 3,52 3,30 3,44 2,26 2,86 2,48 2,59 3,15 2,37 2,30 2,45 2,12 2,62 
Ca 0,04 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,08 0,00 0,00 0,00 0,00 
Na 0,00 0,00 0,00 0,00 0,20 0,00 0,00 0,00 0,22 0,00 0,00 0,00 0,00 
K 1,69 1,93 1,76 1,65 2,00 1,89 1,86 2,00 1,99 1,86 1,76 1,91 1,76 
Sum_cat 12,00 12,00 12,00 12,00 13,00 12,00 12,00 14,00 12,00 13,00 12,00 12,00 12,00 
Fe/Fe+Mg 0,30 0,31 0,27 0,54 0,45 0,49 0,47 0,44 0,53 0,50 0,53 0,55 0,48 
Mg/Fe+Mg 0,70 0,69 0,73 0,46 0,55 0,51 0,53 0,56 0,47 0,50 0,47 0,45 0,52 
*Abreviações: Gr – Grão. 
 
ESPINÉLIO – MSE 
Lâmina K39 HMI-9B 
Análises 39C13 39C14 39C27 39C28 9C25 9C26 
Local* Gr.1-Ct. Gr.1-Bd. Gr.2-Bd.1 Gr.2-Bd.2 Gr.1-Bd.1 Gr.1-Bd.2 
SiO2 0,03 0,03 0,01 0,07 0,04 0,02 
TiO2 0,01 0,02 0,00 0,00 0,03 0,03 
Al2O3 59,44 59,15 59,22 59,38 53,85 50,75 
Cr2O3 1,29 1,21 2,00 1,78 7,42 11,03 
FeO 24,83 24,83 19,32 19,06 26,22 27,29 
MnO 0,02 0,00 0,00 0,00 0,12 0,03 
MgO 10,35 10,30 8,58 8,64 5,60 4,78 
CaO 0,00 0,02 0,00 0,04 0,00 0,01 
Na2O 0,02 0,03 0,00 0,05 0,00 0,00 
K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 
ZnO 3,98 4,30 10,05 10,19 7,92 7,15 
Total 99,99 99,88 99,18 99,21 101,21 101,08 
Fórmula estrutural calculada com base em 32O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
Si 0,01 0,01 0,00 0,02 0,01 0,01 
Al 15,35 15,33 15,56 15,57 14,46 13,84 
Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 
Fe
2+
 4,56 4,57 3,60 3,55 5,00 5,29 
Cr 0,22 0,21 0,35 0,31 1,34 2,02 
Mn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,01 
Mg 3,38 3,38 2,85 2,87 1,90 1,65 
Ca 0,00 0,01 0,00 0,01 0,00 0,00 
Na 0,01 0,01 0,00 0,02 0,00 0,00 
K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 
Zn 0,64 0,70 1,65 1,68 1,33 1,22 
Sum_cat 22,00 22,00 20,00 20,00 20,00 21,00 
*Abreviações: Gr – Grão; Bd – Borda; Ct – Centro. 
 
 
ESPINÉLIO – MEV-EDS 
Lâmina DS-14-125B 
Análises 125C12 125C15 
Local* Gr.1-Bd.1 Gr.1-Bd.2 
SiO2 0,00 0,00 
TiO2 0,00 0,00 
Al2O3 63,42 64,93 
Cr2O3 0,00 0,00 
FeO 25,80 24,64 
MnO 0,19 0,43 
MgO 10,25 10,01 
CaO 0,34 0,00 
Na2O 0,00 0,00 
K2O 0,00 0,00 
ZnO 0,00 0,00 
Total 100,00 100,01 
Fórmula estrutural calculada com base em 32O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
Si 0,00 0,00 
Al 15,98 16,24 
Ti 0,00 0,00 
Fe
2+
 4,62 4,38 
Cr 0,00 0,00 
Mn 0,03 0,08 
Mg 3,27 3,17 
Ca 0,08 0,00 
Na 0,00 0,00 
K 0,00 0,00 
Zn 0,00 0,00 
Sum_cat 22,00 23,00 
*Abreviações: Gr – Grão; Bd – Borda. 
 
 
 
FELDSPATOS - MSE 
Lâmina K11A HMI-9B 
Mineral Plagioclásio K-feldspato K-feldspato Plagioclásio 
Análise 11C12 11C18 11C23 11C35 11C36 11C26 11C31 9C38 9C310 
Local* Incl. Em Grt. Gr.1 Gr.2 Gr.3-Bd Gr.3-Ct. Gr.1 Gr.2 Gr.1 Gr.1 
SiO2 59,55 59,38 59,40 58,62 57,58 64,83 65,66 66,04 65,43 
TiO2 0,00 0,01 0,07 0,05 0,00 0,02 0,06 0,02 0,00 
Al2O3 26,80 26,59 26,23 26,27 26,27 18,75 18,67 18,94 24,12 
FeO 0,10 0,03 0,12 0,04 0,04 0,01 0,02 0,04 0,06 
Cr2O3 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,03 0,04 0,00 0,00 
MnO 0,05 0,00 0,00 0,00 0,05 0,00 0,00 0,07 0,00 
MgO 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 
CaO 8,31 8,29 8,06 8,35 8,28 0,06 0,07 0,05 4,63 
Na2O 6,10 5,94 5,87 6,08 6,13 1,19 1,11 0,88 7,85 
K2O 0,27 0,33 0,20 0,22 0,22 14,98 15,28 15,55 0,26 
Total 101,18 100,59 99,96 99,63 98,57 99,87 100,91 101,59 102,37 
Fórmula estrutural calculada com base em 32O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
 
Si 10,49 10,52 10,57 10,49 10,43 11,95 11,98 11,97 11,24 
Al 5,56 5,55 5,50 5,54 5,60 4,07 4,01 4,04 4,88 
Ti 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 
Fe
2+
 0,02 0,00 0,02 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 
Mn 0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 
Mg 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 
Ca 1,57 1,57 1,54 1,60 1,61 0,01 0,01 0,01 0,85 
Na 2,08 2,04 2,03 2,11 2,15 0,43 0,39 0,31 2,61 
K 0,06 0,08 0,05 0,05 0,05 3,52 3,56 3,60 0,06 
Sum_cat 18,00 18,00 18,00 18,00 18,00 18,00 18,00 18,00 17,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Albita 56,11 55,31 56,16 56,10 56,49 10,74 9,91 7,89 74,20 
Anortita 42,25 42,65 42,60 42,57 42,17 0,30 0,35 0,26 24,18 
Ortoclásio 1,64 2,03 1,25 1,33 1,34 88,96 89,73 91,85 1,62 
FELDSPATOS - MSE 
Lâmina K2C3 K39 
Mineral Plagioclásio Plagioclásio 
Análise 2C11 2C12 2C27 2C28 39C19 39C33 39C34 39C55 39C56 
Local* Gr.1-Ct. Gr.1-Bd. Gr.2-Bd. Gr.2-Ct. Gr.1 Incl. em Grt-Bd. Incl. em Grt-Ct. Gr.2-Bd.1 Gr.2-Bd.2 
SiO2 59,72 59,68 59,38 59,07 56,63 56,88 58,08 57,36 57,56 
TiO2 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,05 0,00 0,00 0,02 
Al2O3 26,62 26,54 26,71 26,51 26,52 26,61 26,66 28,03 28,08 
FeO 0,03 0,08 0,05 0,00 0,11 0,12 0,02 0,18 0,10 
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 0,00 0,03 0,02 
MnO 0,02 0,07 0,00 0,03 0,07 0,02 0,00 0,00 0,01 
MgO 0,01 0,01 0,03 0,00 0,01 0,00 0,02 0,00 0,00 
CaO 8,12 8,22 8,34 8,34 8,94 8,89 8,71 9,95 9,90 
Na2O 6,14 6,12 5,96 5,87 5,86 5,85 5,99 5,26 5,27 
K2O 0,32 0,27 0,29 0,29 0,10 0,11 0,12 0,17 0,18 
Total 100,99 101,00 100,76 100,11 98,25 98,57 99,60 100,98 101,14 
Fórmula estrutural calculada com base em 32O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
 
Si 10,53 10,53 10,50 10,51 10,32 10,32 10,41 10,18 10,19 
Al 5,53 5,52 5,56 5,56 5,69 5,69 5,63 5,86 5,85 
Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 
Fe
2+
 0,00 0,01 0,01 0,00 0,02 0,02 0,00 0,03 0,02 
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 
Mn 0,00 0,01 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 
Mg 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 
Ca 1,53 1,55 1,58 1,59 1,75 1,73 1,67 1,89 1,88 
Na 2,10 2,09 2,04 2,03 2,07 2,06 2,08 1,81 1,81 
K 0,07 0,06 0,07 0,07 0,02 0,03 0,03 0,04 0,04 
Sum_cat 18,00 18,00 18,00 18,00 18,00 18,00 18,00 17,00 17,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Albita 56,66 56,46 55,40 55,01 53,93 54,00 55,05 48,40 48,52 
Anortita 41,39 41,90 42,84 43,19 45,47 45,34 44,23 50,59 50,38 
Ortoclásio 1,94 1,64 1,76 1,79 0,60 0,66 0,71 1,02 1,10 
*Abreviações: Gr – Grão; Bd – Borda; Ct – Centro; Incl – Inluso; Grt – Granada. 
PLAGIOCLÁSIO – MEV-EDS 
Lâmina K7B 
Análise 7C111 7C112 7C311 7C312 7C313 7C315 7C317 7C318 7C319 7C3110 
Local* Gr.1-Bd. Gr.1-Ct. Gr.2-Bd.1 Gr.2-Bd.2 Gr.2-Ct.1 Gr.2-Bd.3 Gr.2-Bd.4 Gr.2-Ct.2 Gr.2-Ct.3 Gr.2-Bd.5 
SiO2 59,08 58,56 61,46 58,48 59,56 60,08 60,79 60,17 61,42 59,08 
Al2O3 25,53 26,02 25,40 26,82 26,37 26,04 24,81 26,70 25,37 25,55 
FeO 0,00 0,29 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
MnO 0,00 0,05 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
CaO 8,68 8,45 5,74 6,62 7,89 8,04 6,25 8,016,95 7,72 
Na2O 6,71 6,63 7,40 8,09 6,17 5,85 8,15 5,12 6,26 7,66 
K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Total 100,00 100,00 100,00 100,01 99,99 100,01 100,00 100,00 100,00 100,01 
Fórmula estrutural calculada com base em 32O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
Si 10,56 10,48 10,86 10,44 10,58 10,65 10,80 10,63 10,85 10,56 
Al 5,37 5,48 5,28 5,64 5,52 5,44 5,19 5,56 5,28 5,38 
Fe
2+
 0,00 0,04 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Mn 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Ca 1,66 1,62 1,09 1,27 1,50 1,53 1,19 1,52 1,32 1,48 
Na 2,33 2,30 2,54 2,80 2,13 2,01 2,81 1,75 2,14 2,66 
K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 18,00 18,00 18,00 18,00 18,00 18,00 18,00 17,00 18,00 18,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Albita 58,31 58,69 70,01 68,86 58,60 56,84 70,24 53,64 61,97 64,24 
Anortita 41,69 41,31 29,99 31,14 41,40 43,16 29,76 46,36 38,03 35,76 
Ortoclásio 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
 
 
PLAGIOCLÁSIO – MEV-EDS 
Lâmina K11D2 
Análise 11C2114 11C2115 11C312 11C3112 11C3115 11C3116 11C414 11C415 11C416 
Local* Gr.1 Gr.2 Gr.3 Gr.4 Gr.5 Gr.6 Gr.7-Incl. em Opx Gr.8-Incl. em Opx Gr.9-Incl. em Opx 
SiO2 58,99 61,07 61,28 61,40 62,11 61,53 57,59 58,21 55,55 
Al2O3 27,24 24,30 22,64 27,25 25,97 27,24 25,33 27,33 26,01 
FeO 0,66 0,53 0,99 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 2,01 
MnO 0,44 0,54 0,00 0,00 0,00 0,32 0,29 0,19 0,29 
CaO 7,34 9,35 9,45 6,78 6,01 6,28 9,27 9,14 10,47 
Na2O 5,32 4,22 5,65 4,57 5,92 4,63 7,51 5,13 5,67 
K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Total 99,99 100,01 100,01 100,00 100,01 100,00 99,99 100,00 100,00 
Fórmula estrutural calculada com base em 32O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
 
Si 10,48 10,85 10,95 10,76 10,90 10,78 10,39 10,37 10,12 
Al 5,70 5,08 4,77 5,62 5,37 5,62 5,38 5,73 5,58 
Fe
2+
 0,10 0,08 0,15 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,31 
Mn 0,07 0,08 0,00 0,00 0,00 0,05 0,04 0,03 0,05 
Ca 1,40 1,78 1,81 1,27 1,13 1,18 1,79 1,74 2,04 
Na 1,83 1,45 1,96 1,55 2,02 1,57 2,63 1,77 2,00 
K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 17,00 17,00 16,00 17,00 18,00 17,00 18,00 17,00 19,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Albita 56,75 44,96 51,96 54,96 64,07 57,16 59,45 50,40 49,49 
Anortita 43,25 55,04 48,04 45,04 35,93 42,84 40,55 49,60 50,51 
Ortoclásio 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
 
 
PLAGIOCLÁSIO – MEV-EDS 
Lâmina K26 
Análise 26C111 26C112 26C113 26C114 26C144 26C145 26C146 26C216 26C217 
Local* Gr.1-Ct. Gr.1-Bd.1 Gr.1-Bd.2 Gr.1-Bd.3 Gr.2-Bd.1 Gr.2-Bd.2 Gr.3 Incl. em Cpx-Bd.1 Incl. em Cpx-Bd.2 
SiO2 65,82 59,39 60,42 58,73 58,88 59,99 58,67 58,90 59,38 
Al2O3 21,77 24,35 23,82 25,27 26,39 24,94 25,87 26,67 27,46 
FeO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
MnO 0,68 0,00 0,00 0,00 0,07 0,29 0,11 0,00 0,00 
CaO 5,49 9,94 10,34 9,98 7,92 8,40 8,96 8,85 7,78 
Na2O 6,24 6,33 5,41 6,02 6,74 6,38 6,38 5,58 5,39 
K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Total 100,00 100,01 99,99 100,00 100,00 100,00 99,99 100,00 100,01 
Fórmula estrutural calculada com base em 32O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
 
Si 11,53 10,64 10,78 10,52 10,50 10,69 10,49 10,48 10,51 
Al 4,49 5,14 5,01 5,33 5,54 5,24 5,45 5,59 5,72 
Fe
2+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Mn 0,10 0,00 0,00 0,00 0,01 0,04 0,02 0,00 0,00 
Ca 1,03 1,91 1,98 1,92 1,51 1,60 1,72 1,69 1,48 
Na 2,12 2,20 1,87 2,09 2,33 2,21 2,21 1,93 1,85 
K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 18,00 18,00 17,00 18,00 18,00 18,00 18,00 17,00 17,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Albita 67,28 53,54 48,64 52,20 60,63 57,89 56,30 53,29 55,63 
Anortita 32,72 46,46 51,36 47,80 39,37 42,11 43,70 46,71 44,37 
Ortoclásio 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
 
 
PLAGIOCLÁSIO – MEV-EDS 
Lâmina K26 
Análise 26C221 26C222 26C223 26C224 26C226 26C227 26C423 26C424 26C425 
Local* Gr.4-Ct.1 Gr.4-Ct.2 Gr.4-Bd.1 Gr.4-Bd.2 Gr.4-Bd.3 Gr.4-Bd.4 Gr.5-Ct. Gr.5-Bd.1 Gr.5-Bd.2 
SiO2 56,28 60,26 58,87 58,95 56,93 58,88 58,23 59,29 59,20 
Al2O3 27,31 25,31 25,20 26,24 27,21 25,08 25,29 26,12 26,88 
FeO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
MnO 0,00 0,00 0,67 0,00 0,31 0,00 0,00 0,00 0,69 
CaO 9,13 7,48 9,91 9,58 9,49 10,44 9,44 8,27 7,63 
Na2O 7,28 6,96 5,34 5,23 6,07 5,60 7,04 6,31 5,61 
K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Total 100,00 100,01 99,99 100,00 100,01 100,00 100,00 99,99 100,01 
Fórmula estrutural calculada com base em 32O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
 
Si 10,14 10,71 10,54 10,50 10,22 10,54 10,46 10,56 10,52 
Al 5,79 5,30 5,32 5,51 5,75 5,29 5,35 5,48 5,62 
Fe
2+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Mn 0,00 0,00 0,10 0,00 0,05 0,00 0,00 0,00 0,10 
Ca 1,76 1,42 1,90 1,83 1,83 2,00 1,82 1,58 1,45 
Na 2,54 2,40 1,86 1,81 2,11 1,94 2,45 2,18 1,93 
K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 18,00 18,00 17,00 17,00 18,00 18,00 18,00 18,00 17,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Albita 59,06 62,75 49,37 49,71 53,64 49,25 57,44 58,00 57,09 
Anortita 40,94 37,25 50,63 50,29 46,36 50,75 42,56 42,00 42,91 
Ortoclásio 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
 
 
PLAGIOCLÁSIO – MEV-EDS 
Lâmina DS-14-125B 
Análise 125C244 125C245 125C246 125C247 125C423 125C428 125C426 125C427 
Local* Gr.1-Bd.1 Gr.1-Bd.2 Gr.1-Bd.3 Gr.1-Bd.4 Gr.2-Incl. em Grt-Bd. Gr.2-Incl. em Grt-Ct. Gr.3-Incl. em Grt. Gr.4-Incl. em Grt. 
SiO2 60,16 61,75 61,67 62,01 61,98 61,35 62,39 62,74 
Al2O3 22,09 24,13 23,27 23,70 25,35 25,93 25,25 21,95 
FeO 2,99 1,24 0,00 0,00 0,37 0,00 0,00 0,51 
MnO 0,21 0,39 0,07 0,00 0,00 0,00 0,27 0,00 
CaO 5,49 5,52 6,59 6,65 5,20 5,18 5,61 7,59 
Na2O 8,01 6,97 8,41 7,65 7,10 7,55 6,49 7,21 
K2O 1,05 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Total 100,00 100,00 100,01 100,01 100,00 100,01 100,01 100,00 
Fórmula estrutural calculada com base em 32O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
Si 10,92 10,97 10,98 11,00 10,93 10,82 10,97 11,16 
Al 4,72 5,05 4,88 4,95 5,26 5,39 5,23 4,60 
Fe
2+
 0,45 0,18 0,00 0,00 0,06 0,00 0,00 0,08 
Mn 0,03 0,06 0,01 0,00 0,00 0,00 0,04 0,00 
Ca 1,07 1,05 1,26 1,26 0,98 0,98 1,06 1,45 
Na 2,82 2,40 2,90 2,63 2,43 2,58 2,21 2,49 
K 0,24 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 17,00 18,00 17,00 17,00 17,00 17,00 18,00 18,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Albita 68,27 69,57 69,78 67,56 71,19 72,51 67,68 63,23 
Anortita 25,85 30,43 30,22 32,44 28,81 27,49 32,32 36,77 
Ortoclásio 5,89 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
*Abreviações: Gr – Grão; Bd – Borda; Ct – Centro; Incl – Inluso; Grt – Granada; Opx – Ortopiroxênio; Cpx – Clinopiroxênio. 
 
 
GRANADA - MSE 
Lâmina K2-C3 K39 
Análises 2C13 2C14 39C15 39C16 39C17 39C25 39C29 39C210 39C31 39C32 39C52 
Local* Simp.1-Bd.1 Simp.1-Bd.2 Porf.1-Bd.1 Porf.1-Ct Porf.1-Bd.2 Porf.2-Ct Porf.3-Ct Porf.3-Bd Porf.4-Bd Porf.4-Ct Cor. c/ op. 
SiO2 39,48 39,36 40,07 39,25 36,60 40,07 39,75 39,31 38,30 37,39 37,81 
TiO2 0,05 0,06 0,00 0,03 0,03 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,06 
Al2O3 22,15 22,12 22,49 23,15 22,79 22,81 22,16 21,94 23,40 23,13 22,08 
Cr2O
3
 0,00 0,03 0,09 0,05 0,04 0,10 0,01 0,15 0,09 0,10 0,20 
FeO 27,31 27,32 27,85 27,12 27,43 27,38 27,15 27,97 27,62 28,35 29,34 
MnO 1,52 1,69 0,77 0,62 0,77 0,93 0,84 0,76 0,81 1,02 1,13 
MgO 4,98 5,23 8,30 9,89 9,41 9,14 8,97 8,32 9,26 8,97 5,87 
CaO 6,72 6,80 2,65 2,04 2,47 2,22 2,44 2,71 2,88 2,79 4,42 
Total 102,21 102,61 102,22 102,15 99,54 102,65 101,33 101,16 102,36 101,75 100,91 
Fórmula estrutural calculada com base em 12O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
TSi 3,03 3,00 3,03 2,94 2,82 3,00 3,02 3,01 2,87 2,83 2,94 
TAl 0,00 0,00 0,00 0,06 0,18 0,00 0,00 0,00 0,13 0,17 0,06 
Sum_T 3,03 3,00 3,03 3,00 3,00 3,00 3,02 3,01 3,00 3,00 3,00 
AlVI 2,00 1,99 2,00 1,99 1,89 2,01 1,98 1,98 1,94 1,89 1,96 
Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Cr 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 
Sum_A 2,00 1,99 2,01 1,99 1,90 2,02 1,98 1,99 1,951,90 1,97 
Fe
2+
 1,75 1,74 1,76 1,70 1,77 1,72 1,73 1,79 1,73 1,80 1,91 
Mg 0,57 0,60 0,94 1,11 1,08 1,02 1,02 0,95 1,04 1,01 0,68 
Mn 0,10 0,11 0,05 0,04 0,05 0,06 0,05 0,05 0,05 0,07 0,07 
Ca 0,55 0,56 0,22 0,16 0,20 0,18 0,20 0,22 0,23 0,23 0,37 
Sum_B 2,97 3,00 2,96 3,01 3,11 2,98 3,00 3,01 3,05 3,10 3,03 
Sum_cat 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 1,98 8,00 8,00 8,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Alm 58,94 58,05 59,48 56,51 56,97 57,69 57,62 59,46 56,79 57,92 62,95 
Gross 18,58 18,42 6,98 5,30 6,44 5,70 6,60 6,92 7,31 6,99 11,53 
Pyrope 19,16 19,81 31,60 36,74 34,84 34,33 33,94 31,53 33,94 32,67 22,45 
Spess 3,32 3,64 1,67 1,31 1,62 1,99 1,81 1,64 1,69 2,11 2,46 
Uvaro 0,00 0,09 0,27 0,15 0,13 0,46 0,29 0,03 0,27 0,32 0,62 
 
Lâmina K11-A HMI-9B 
Análises 11C13 11C14 11C24 11C25 9C22 9C23 9C24 9C32 9C34 9C35 9C37 
Local* Simp.1-Bd Simp.1-Ct Simp.2-Bd Simp.2-Ct Porf.1-Ct.1 Porf.1-Ct.2 Porf.1-Bd Porf.2-Bd.1 Porf.2-Bd.2 Bd. Recrist.1 Bd. Recrist.2 
SiO2 38,98 37,72 39,09 38,81 38,43 37,29 36,64 39,34 36,34 49,63 39,34 
TiO2 0,08 0,10 0,04 0,03 0,00 0,04 0,00 0,00 0,00 0,04 0,02 
Al2O3 21,60 21,93 21,76 21,53 22,61 22,65 22,57 21,71 22,17 17,74 22,00 
Cr2O3 0,03 0,04 0,00 0,00 0,05 0,03 0,11 0,08 0,11 0,04 0,16 
FeO 29,69 30,98 30,09 30,35 31,68 31,39 31,11 31,38 31,37 27,63 32,38 
MnO 2,19 1,86 1,39 1,86 1,43 1,43 1,52 1,31 1,43 1,27 1,58 
MgO 2,72 3,58 3,24 2,89 6,92 7,29 6,83 6,22 6,34 4,28 5,20 
CaO 6,95 6,19 6,70 6,97 1,57 1,48 1,63 1,64 1,61 1,38 2,08 
Total 102,24 102,40 102,31 102,44 102,69 101,60 100,41 101,68 99,37 102,01 102,76 
Fórmula estrutural calculada com base em 12O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
TSi 3,04 2,93 3,03 3,02 2,93 2,87 2,86 3,05 2,87 3,87 3,03 
TAl 0,00 0,07 0,00 0,00 0,07 0,13 0,14 0,00 0,13 0,00 0,00 
Sum_T 3,04 3,00 3,03 3,02 3,00 3,00 3,00 3,05 3,00 3,87 3,03 
AlVI 1,98 1,93 1,99 1,97 1,97 1,92 1,93 1,98 1,94 1,63 2,00 
Ti 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,00 0,01 
Sum_A 1,99 1,94 1,99 1,97 1,97 1,93 1,94 1,98 1,95 1,63 2,01 
Fe
2+
 1,93 2,01 1,95 1,97 2,02 2,02 2,03 2,03 2,08 1,80 2,09 
Mg 0,32 0,41 0,38 0,34 0,79 0,84 0,79 0,72 0,75 0,50 0,60 
Mn 0,15 0,12 0,09 0,12 0,09 0,09 0,10 0,09 0,10 0,08 0,10 
Ca 0,58 0,52 0,56 0,58 0,13 0,12 0,14 0,14 0,14 0,12 0,17 
Sum_B 2,98 3,06 2,98 3,01 3,03 3,07 3,06 2,97 3,05 2,50 2,96 
Sum_cat 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Alm 65,02 65,67 65,62 65,53 66,73 65,77 66,32 68,37 67,93 72,12 70,52 
Gross 19,41 16,68 18,72 19,28 4,08 3,88 4,10 4,33 4,11 4,46 5,32 
Pyrope 10,62 13,53 12,60 11,12 25,98 27,23 25,95 24,16 24,47 19,91 20,19 
Spess 4,86 3,99 3,07 4,07 3,05 3,03 3,28 2,89 3,14 3,36 3,49 
Uvaro 0,09 0,13 0,00 0,00 0,15 0,10 0,35 0,25 0,35 0,15 0,49 
*Abreviações: Bd – Borda; Ct – Centro; Simp – Simplectítica; Porf – Porfiroblástica; Cor – Coronítica; Op – Opacos; Bd. Recrist – Borda Recristalizada. 
 
GRANADA – MEV-EDS 
Lâmina DS-14-125B 
Análises 125C111 125C121 125C122 125C123 125C124 125C125 125C126 125C127 125C128 125C211 
Local* Porf.1-Bd.1 Porf.1-Bd.2 Porf.1-Bd.3 Porf.1-Ct.1 Porf.1-Ct.2 Porf.1-Bd.4 Porf.1-Bd.5 Porf.1-Bd.6 Porf.1-Bd.7 Porf.2-Bd.1 
SiO2 39,89 39,38 37,88 40,54 40,89 37,63 38,95 38,23 39,70 38,22 
TiO2 - - - - - - - - - - 
Al2O3 20,14 21,44 19,49 20,87 21,70 21,91 20,19 21,12 20,49 22,58 
Cr2O3 - - - - - - - - - - 
FeO 29,46 28,60 31,54 28,34 25,84 28,23 30,09 29,35 28,72 29,36 
MnO 0,00 0,00 1,11 0,40 0,99 0,00 0,36 0,86 0,00 1,06 
MgO 9,45 9,76 9,28 8,70 9,97 11,35 9,19 9,83 9,59 7,34 
CaO 1,06 0,81 0,69 1,15 0,61 0,88 1,21 0,62 1,51 1,45 
Total 100,00 99,99 99,99 100,00 100,00 100,00 99,99 100,01 100,01 100,01 
Fórmula estrutural calculada com base em 12O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
TSi 3,08 3,03 2,95 3,14 3,13 2,87 3,02 2,95 3,06 2,98 
TAl 0,00 0,00 0,05 0,00 0,00 0,13 0,00 0,05 0,00 0,02 
Sum_T 3,08 3,03 3,00 3,14 3,13 3,00 3,02 3,00 3,06 3,00 
AlVI 1,83 1,94 1,74 1,90 1,96 1,84 1,84 1,87 1,86 2,05 
Ti - - - - - - - - - - 
Cr - - - - - - - - - - 
Sum_A 1,83 1,94 1,74 1,90 1,96 1,84 1,84 1,87 1,86 2,05 
Fe
2+
 1,91 1,84 2,05 1,83 1,66 1,80 1,95 1,89 1,85 1,91 
Mg 1,09 1,12 1,08 1,00 1,14 1,29 1,06 1,13 1,10 0,85 
Mn 0,00 0,00 0,07 0,03 0,06 0,00 0,02 0,06 0,00 0,07 
Ca 0,09 0,07 0,06 0,10 0,05 0,07 0,10 0,05 0,13 0,12 
Sum_B 3,08 3,03 3,26 2,96 2,91 3,16 3,14 3,13 3,08 2,95 
Sum_cat 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Alm 61,81 60,81 62,97 61,98 56,92 56,93 62,19 60,47 60,15 64,71 
Gross 2,85 2,21 1,77 3,22 1,72 2,27 3,20 1,64 4,05 4,09 
Pyrope 35,34 36,99 33,03 33,92 39,15 40,80 33,86 36,10 35,80 28,84 
Spess 0,00 0,00 2,24 0,89 2,21 0,00 0,75 1,80 0,00 2,37 
Uvaro - - - - - - - - - - 
 
Lâmina DS-14-125B 
Análises 125C212 125C213 125C214 125C215 125C216 125C2110 125C2111 125C2112 125C221 125C222 
Local* Porf.2-Bd.2 Porf.2-Ct.1 Porf.2-Ct.2 Porf.2-Bd.3 Porf.2-Bd.4 Porf.3-Bd.1 Porf.3-Ct. Porf.3-Bd.2 Simp.1-Bd.1 Simp.1-Bd.2 
SiO2 31,84 38,44 39,05 41,11 40,71 38,06 38,32 39,08 39,62 39,81 
TiO2 - - - - - - - - - - 
Al2O3 25,23 21,23 20,93 21,33 19,45 22,08 21,02 20,43 18,09 21,12 
Cr2O3 - - - - - - - - - - 
FeO 37,40 29,84 29,20 27,87 28,90 29,20 30,43 29,04 34,04 29,03 
MnO 0,21 0,58 1,35 1,31 0,52 0,00 0,00 0,90 0,12 1,22 
MgO 3,32 9,00 8,86 7,73 9,44 9,77 8,85 8,96 7,12 7,82 
CaO 2,00 0,93 0,61 0,65 0,99 0,90 1,37 1,59 1,01 1,00 
Total 100,00 100,02 100,00 100,00 100,01 100,01 99,99 100,00 100,00 100,00 
Fórmula estrutural calculada com base em 12O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
TSi 2,55 2,98 3,03 3,20 3,15 2,93 2,97 3,03 3,13 3,10 
TAl 0,46 0,02 0,00 0,00 0,00 0,07 0,03 0,00 0,00 0,00 
Sum_T 3,00 3,00 3,03 3,20 3,15 3,00 3,00 3,03 3,13 3,10 
AlVI 1,92 1,91 1,91 1,95 1,77 1,93 1,89 1,86 1,68 1,94 
Ti - - - - - - - - - - 
Cr - - - - - - - - - - 
Sum_A 1,92 1,91 1,91 1,95 1,77 1,93 1,89 1,86 1,68 1,94 
Fe
2+
 2,50 1,93 1,89 1,81 1,87 1,88 1,97 1,88 2,25 1,89 
Mg 0,40 1,04 1,03 0,90 1,09 1,12 1,02 1,04 0,84 0,91 
Mn 0,01 0,04 0,09 0,09 0,03 0,00 0,00 0,06 0,01 0,08 
Ca 0,17 0,08 0,05 0,05 0,08 0,07 0,11 0,13 0,09 0,08 
Sum_B 3,08 3,09 3,06 2,85 3,08 3,07 3,11 3,11 3,18 2,96 
Sum_cat 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Alm 81,14 62,61 61,94 63,62 60,81 61,13 63,45 60,55 70,70 63,82 
Gross 5,56 2,50 1,66 1,90 2,67 2,41 3,66 4,25 2,69 2,82 
Pyrope 12,84 33,66 33,50 31,45 35,41 36,46 32,89 33,30 26,36 30,65 
Spess 0,46 1,23 2,90 3,03 1,11 0,00 0,00 1,90 0,25 2,72 
Uvaro - - - - - - - - - - 
 
 
Lâmina DS-14-125B K7C 
Análises 125C412 125C418 125C415 125C411 125C416 125C419 125C417 125C413 7C324 7C325 
Local* Porf.4-Bd.1 Porf.4-Bd.2 Porf.4-Bd.3 Porf.4-Ct. Porf.4-Bd.4 Porf.4-Bd.5 Porf.4-Bd.6 Porf.4-Bd.7 Simp.1-Bd.1 Simp.2-Bd.2 
SiO2 37,51 38,04 39,06 37,70 39,94 37,90 37,91 38,28 38,41 38,43 
TiO2 - - - - - - - - - - 
Al2O3 22,82 22,51 22,26 22,32 21,61 21,75 21,37 22,72 20,87 21,99 
Cr2O3 - - - - - - - - - - 
FeO 30,89 29,11 26,47 29,00 27,72 30,38 31,06 28,88 28,66 30,01 
MnO 0,00 0,07 0,59 0,00 0,26 0,60 0,69 0,05 4,21 0,00 
MgO 7,64 9,10 10,71 10,03 9,70 8,60 7,82 9,01 3,44 3,52 
CaO 1,14 1,18 0,90 0,94 0,77 0,76 1,15 1,07 4,42 6,04 
Total 100,00 100,01 99,99 99,99 100,00 99,99 100,00 100,01 100,01 99,99 
Fórmula estrutural calculada com base em 12O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
TSi 2,92 2,93 2,98 2,90 3,07 2,94 2,96 2,95 3,06 3,04 
TAl 0,08 0,07 0,02 0,11 0,00 0,06 0,04 0,05 0,00 0,00 
Sum_T 3,00 3,00 3,00 3,00 3,07 3,00 3,00 3,00 3,06 3,04 
AlVI 2,01 1,98 1,98 1,91 1,96 1,93 1,92 2,01 1,96 2,05 
Ti - - - - - - - - - - 
Cr - - - - - - - - - - 
Sum_A 2,01 1,98 1,98 1,91 1,96 1,93 1,92 2,01 1,96 2,05 
Fe
2+
 2,01 1,88 1,69 1,86 1,78 1,97 2,03 1,86 1,91 1,99 
Mg 0,89 1,05 1,22 1,15 1,11 1,00 0,91 1,04 0,41 0,42 
Mn 0,00 0,01 0,04 0,00 0,02 0,04 0,05 0,00 0,28 0,00 
Ca 0,10 0,10 0,07 0,080,06 0,06 0,10 0,09 0,38 0,51 
Sum_B 2,99 3,02 3,02 3,09 2,97 3,07 3,08 2,99 2,98 2,91 
Sum_cat 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Alm 67,20 62,05 55,95 60,31 59,92 64,24 65,84 62,29 64,09 68,17 
Gross 3,18 3,22 2,44 2,51 2,13 2,06 3,12 2,96 12,66 17,58 
Pyrope 29,63 34,58 40,35 37,18 37,38 32,42 29,55 34,64 13,71 14,25 
Spess 0,00 0,15 1,26 0,00 0,57 1,29 1,48 0,11 9,54 0,00 
Uvaro - - - - - - - - - - 
 
 
Lâmina K26 
Análises 26C411 26C412 26C413 26C414 26C415 26C417 26C431 26C432 26C435 26C433 26C434 
Local* Simp.1-Ct. Simp.1-Bd.1 Simp.1-Bd.2 Simp.1-Bd.3 Simp.2-Ct. Simp.2-Bd. Simp.3-Ct.1 Simp.3-Ct.2 Simp.3-Bd.1 Simp.3-Bd.2 Simp.3-Bd.3 
SiO2 35,02 36,79 39,01 40,49 38,78 38,93 35,10 39,47 38,53 38,50 39,21 
TiO2 - - - - - - - - - - - 
Al2O3 18,59 21,57 19,37 19,15 20,33 19,12 18,96 19,94 19,24 20,70 20,08 
Cr2O3 - - - - - - - - - - - 
FeO 33,28 29,28 29,17 27,36 27,71 30,41 33,03 26,78 30,37 28,74 29,18 
MnO 2,43 1,68 2,11 0,73 2,96 3,35 3,20 5,02 1,16 0,29 2,34 
MgO 3,52 3,36 3,58 3,62 3,50 1,78 3,33 1,76 2,95 4,75 4,00 
CaO 7,16 7,33 6,77 8,66 6,71 6,41 6,37 7,03 7,75 7,01 5,20 
Total 100,00 100,01 100,01 100,01 99,99 100,00 99,99 100,00 100,00 99,99 100,01 
Fórmula estrutural calculada com base em 12O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
TSi 2,81 2,92 3,10 3,20 3,08 3,14 2,82 3,17 3,07 3,03 3,11 
TAl 0,19 0,09 0,00 0,00 0,00 0,00 0,18 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_T 3,00 3,00 3,10 3,20 3,08 3,14 3,00 3,17 3,07 3,03 3,11 
AlVI 1,57 1,93 1,81 1,78 1,90 1,82 1,62 1,88 1,81 1,92 1,88 
Ti - - - - - - - - - - - 
Cr - - - - - - - - - - - 
Sum_A 1,57 1,93 1,81 1,78 1,90 1,82 1,62 1,88 1,81 1,92 1,88 
Fe
2+
 2,23 1,94 1,94 1,81 1,84 2,05 2,22 1,80 2,03 1,89 1,94 
Mg 0,42 0,40 0,42 0,43 0,41 0,21 0,40 0,21 0,35 0,56 0,47 
Mn 0,17 0,11 0,14 0,05 0,20 0,23 0,22 0,34 0,08 0,02 0,16 
Ca 0,62 0,62 0,58 0,73 0,57 0,55 0,55 0,60 0,66 0,59 0,44 
Sum_B 3,43 3,07 3,08 3,02 3,02 3,05 3,39 2,95 3,12 3,06 3,01 
Sum_cat 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Alm 65,01 63,16 62,92 59,94 60,84 67,30 65,58 60,85 64,99 61,83 64,36 
Gross 17,92 20,26 18,71 24,31 18,88 18,17 16,20 20,47 21,25 19,32 14,69 
Pyrope 12,26 12,92 13,77 14,14 13,70 7,02 11,79 7,13 11,25 18,22 15,73 
Spess 4,81 3,67 4,61 1,62 6,58 7,51 6,44 11,55 2,51 0,63 5,23 
Uvaro - - - - - - - - - - - 
*Abreviações: Bd – Borda; Ct – Centro; Simp – Simplectítica; Porf – Porfiroblástica. 
ILMENITA – MSE 
Lâmina K11A K39 
Análises 11C11 39C51 39C53 
Local* Gr.1 - Associada a Grt. Gr.1 - Incluso em Grt. Gr.2 - Incluso em Grt. 
SiO2 0,07 0,04 0,01 
TiO2 49,61 51,80 51,08 
Cr2O3 0,00 0,28 0,32 
FeO 49,95 47,58 48,56 
MnO 0,35 0,24 0,24 
MgO 0,29 0,85 0,30 
CaO 0,00 0,03 0,04 
Na2O 0,04 0,03 0,02 
P2O5 0,00 0,00 0,00 
Total 100,31 100,85 100,57 
Fórmula estrutural calculada com base em 6O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
Si 0,00 0,00 0,00 
Ti 1,91 1,95 1,94 
Fe
2+
 2,14 2,00 2,06 
Cr 0,00 0,01 0,01 
Mn 0,02 0,01 0,01 
Mg 0,02 0,06 0,02 
Ca 0,00 0,00 0,00 
Na 0,00 0,00 0,00 
P 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 3,00 2,00 3,00 
*Abreviações: Gr – Grão; Grt - Granada. 
 
 
ILMENITA – MEV-EDS 
Lâmina K7C K11D2 K26 DS-14-125B 
Análises 7C117 11C113 11C116 11C2112 26C127 26C132 125C431 125C432 
Local* Gr.1 
Gr.1-
Bd.1 
Gr.1-
Bd.2 
Gr.2-Assoc. a 
Grt. Simpl. Gr.1 Gr.2 Gr.1 Gr.2 
SiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
TiO2 50,81 50,34 47,04 45,60 49,42 47,39 51,68 52,71 
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
FeO 46,89 45,66 51,65 50,47 49,10 51,56 45,92 44,01 
MnO 1,19 0,22 0,00 3,08 0,00 1,05 1,21 1,36 
MgO 0,00 0,92 1,30 0,00 0,00 0,00 0,97 1,58 
CaO 0,00 0,00 0,00 0,33 0,00 0,00 0,22 0,35 
Na2O 1,11 1,65 0,00 0,52 1,49 0,00 0,00 0,00 
P2O5 0,00 1,21 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Total 100,00 100,00 99,99 100,00 100,01 100,00 100,00 100,01 
Fórmula estrutural calculada com base em 6O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
Si 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Ti 1,95 1,90 1,83 1,80 1,91 1,86 1,96 1,98 
Fe
2+
 2,00 1,92 2,24 2,22 2,11 2,24 1,94 1,84 
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Mn 0,05 0,01 0,00 0,14 0,00 0,05 0,05 0,06 
Mg 0,00 0,07 0,10 0,00 0,00 0,00 0,07 0,12 
Ca 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,01 0,02 
Na 0,11 0,16 0,00 0,05 0,15 0,00 0,00 0,00 
P 0,00 0,05 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 2,00 2,00 3,00 3,00 3,00 3,00 2,00 2,00 
*Abreviações: Gr – Grão; Bd – Borda; Assoc – Associado; Grt – Granada; Simpl - Simplectítica. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
MAGNETITA – MEV-EDS 
Lâmina DS-14-125B 
Análises 125C223 125C232 
Local* Gr.1 - Associado à Grt. Simplectítica Gr.2 - Associado à Grt. Simplectítica 
SiO2 3,07 4,83 
FeO 96,49 93,48 
MnO 0,44 1,08 
MgO 0,00 0,27 
CaO 0,00 0,34 
Total 100,00 100,00 
Fórmula estrutural calculada com base em 32O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
Si 1,13 1,73 
Fe
2+
 29,61 27,95 
Mn 0,14 0,33 
Mg 0,00 0,14 
Ca 0,00 0,13 
Sum_cat 30 28 
*Abreviações: Gr – Grão; Grt – Granada; 
 
PIROXÊNIOS – MSE 
Lâmina K11A K39 
Mineral Ortopiroxênio Ortopiroxênio 
Análises 11C17 11C32 11C33 39C22 39C23 39C35 39C41 39C42 
Local* Gr.1 Gr.2-Ct. Gr.2-Bd. Gr.1-Bd. Gr.1-Ct. Incl. em Grt. Gr.2-Bd. Gr.2-Ct. 
SiO2 52,50 51,41 51,80 51,08 51,86 51,46 52,52 52,73 
TiO2 0,02 0,08 0,03 0,08 0,49 0,03 0,01 0,03 
Al2O3 0,66 0,74 0,80 4,25 4,01 2,32 3,79 3,56 
FeO 30,61 31,15 31,28 22,06 21,72 21,42 22,13 22,17 
Cr2O3 0,00 0,00 0,07 0,13 0,05 0,06 0,09 0,09 
MnO 0,70 0,93 0,86 0,23 0,14 0,13 0,26 0,14 
MgO 16,50 15,85 15,78 22,96 22,63 23,80 23,07 22,46 
CaO 0,36 0,59 0,62 0,13 0,18 0,13 0,13 0,19 
Na2O 0,01 0,01 0,01 0,03 0,01 0,02 0,00 0,00 
K2O 0,02 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 0,00 
Total 101,38 100,77 101,25 100,95 101,09 99,37 102,04 101,37 
Fórmula estrutural calculada com base em 6O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
TSi 2,01 1,99 1,99 1,87 1,90 1,91 1,90 1,93 
TAl 0,00 0,01 0,01 0,13 0,10 0,09 0,10 0,07 
TFe
3+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Al 0,03 0,02 0,03 0,05 0,07 0,01 0,07 0,08 
M1Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 
M1Fe
3+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Fe
2+
 0,03 0,06 0,06 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Mg 0,94 0,91 0,91 0,94 0,91 0,99 0,93 0,92 
M1Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M2Mg 0,00 0,00 0,00 0,31 0,32 0,33 0,31 0,31 
M2Fe
2+
 0,95 0,94 0,95 0,68 0,67 0,66 0,67 0,68 
M2Mn 0,02 0,03 0,03 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 
M2Ca 0,02 0,02 0,03 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 
M2Na 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M2K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Wo 0,75 1,24 1,30 0,26 0,37 0,26 0,26 0,39 
En 48,07 46,24 46,06 64,57 64,61 66,14 64,58 63,97 
Fs 51,18 52,52 52,64 35,17 35,02 33,60 35,16 35,65 
 
PIROXÊNIOS – MSE 
Lâmina K2C3 HMI-9B 
Mineral Clinopiroxênio Ortopiroxênio Ortopiroxênio 
Análises 2C21 2C22 2C31 2C32 2C33 2C34 9C41 9C42 
Local* Gr.1-Bd. Gr.1-Ct. Gr.2-Bd. Gr.2-Ct. Gr.1-Bd. Gr.1-Ct. Gr.1 Gr.2 
SiO2 53,86 54,01 53,92 53,32 53,19 52,55 52,25 51,90 
TiO2 0,05 0,05 0,02 0,10 0,04 0,06 0,03 0,10 
Al2O3 1,22 1,11 1,07 1,42 0,82 0,85 3,16 2,96 
FeO 8,45 8,73 7,82 9,47 25,80 26,13 25,75 25,75 
Cr2O3 0,05 0,10 0,00 0,00 0,00 0,00 0,32 0,18 
MnO 0,17 0,26 0,19 0,27 0,68 0,80 0,34 0,32 
MgO 13,47 13,77 14,03 13,21 19,72 19,31 19,62 19,45 
CaO 23,39 23,21 23,68 23,13 0,42 0,45 0,11 0,11 
Na2O 0,39 0,35 0,37 0,42 0,01 0,02 0,01 0,00 
K2O 0,02 0,01 0,00 0,01 0,01 0,03 0,01 0,00 
Total 101,07 101,60 101,10 101,35 100,69 100,20 101,60 100,77 
Fórmula estrutural calculada com base em 6O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
TSi 1,99 1,98 1,98 1,97 2,00 1,99 1,95 1,95 
TAl 0,02 0,02 0,02 0,04 0,00 0,01 0,06 0,05 
TFe
3+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Al 0,04 0,03 0,03 0,03 0,04 0,03 0,08 0,08 
M1Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,000,00 0,00 
M1Fe
3+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Fe
2+
 0,22 0,21 0,20 0,24 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 
M1Mg 0,74 0,75 0,77 0,73 0,96 0,97 0,91 0,91 
M1Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M2Mg 0,00 0,00 0,00 0,00 0,15 0,12 0,18 0,18 
M2Fe
2+
 0,04 0,05 0,04 0,05 0,81 0,83 0,80 0,81 
M2Mn 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,03 0,01 0,01 
M2Ca 0,92 0,91 0,93 0,91 0,02 0,02 0,00 0,00 
M2Na 0,03 0,03 0,03 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 
M2K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Wo 47,87 46,99 47,88 47,09 0,87 0,93 0,23 0,23 
En 38,36 38,79 39,47 37,42 56,53 55,57 57,14 56,94 
Fs 13,77 14,21 12,65 15,48 42,60 43,50 42,63 42,82 
*Abreviações: Gr – Grão; Bd – Borda; Ct – Centro. 
 
 
 
 
PIROXÊNIOS – MEV-EDS 
Lâmina K11D2 
Mineral Ortopiroxênio Clinopiroxênio 
Análises 11C211 11C212 11C213 11C214 11C215 11C114 11C217 11C219 
Local* Gr.1-Bd.1 Gr.1-Ct. Gr.2 Gr.3-Bd.1 Gr.3-Bd.2 Gr.1 Gr.2 Gr.3-Bd.1 
SiO2 52,11 53,20 51,77 52,34 53,26 54,96 50,43 53,65 
TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Al2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 2,71 0,00 
FeO 26,39 27,04 26,06 28,54 26,11 6,15 9,73 9,72 
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
MnO 1,52 1,21 1,14 0,44 0,00 0,00 0,03 0,55 
MgO 19,65 18,55 19,78 18,68 19,48 15,45 14,61 12,17 
CaO 0,03 0,00 0,76 0,00 1,10 22,02 21,30 23,60 
Na2O 0,30 0,00 0,49 0,00 0,05 1,43 1,19 0,32 
K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Total 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,01 100,00 100,01 
Fórmula estrutural calculada com base em 6O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
TSi 1,98 2,04 1,96 2,01 2,02 2,01 1,86 2,02 
TAl 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,12 0,00 
TFe
3+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Al 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Fe
3+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Fe
2+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,16 0,20 0,31 
M1Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Mg 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 0,84 0,80 0,68 
M1Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M2Mg 0,11 0,06 0,12 0,07 0,10 0,00 0,00 0,00 
M2Fe
2+
 0,84 0,87 0,82 0,91 0,83 0,03 0,10 0,00 
M2Mn 0,05 0,04 0,04 0,01 0,00 0,00 0,00 0,02 
M2Ca 0,00 0,00 0,03 0,00 0,05 0,86 0,84 0,95 
M2Na 0,02 0,00 0,04 0,00 0,00 0,10 0,09 0,02 
M2K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Wo 0,06 0,00 1,54 0,00 2,26 45,57 43,25 48,61 
En 55,60 53,91 55,57 53,46 55,79 44,49 41,28 34,87 
Fs 44,34 46,09 42,89 46,54 41,95 9,94 15,47 16,52 
 
PIROXÊNIOS – MEV-EDS 
Lâmina K11D2 
Mineral Cpx Ortopiroxênio 
Análises 11C2110 11C315 11C319 11C3110 11C3111 11C412 11C413 
Local* Gr.3-Bd.2 Gr.4 Gr.5 Gr.6-Bd.1 Gr.6-Bd.2 Gr.7-Ct. Gr.7-Bd. 
SiO2 51,41 50,33 53,47 50,95 49,68 52,01 50,32 
TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Al2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
FeO 11,57 27,88 24,39 29,85 28,16 26,60 29,46 
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
MnO 0,57 2,00 1,17 0,66 2,33 1,56 0,58 
MgO 12,74 19,79 19,98 17,89 18,77 19,15 19,06 
CaO 21,96 0,00 0,99 0,65 1,05 0,68 0,58 
Na2O 1,75 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Total 100,00 100,00 100,00 100,00 99,99 100,00 100,00 
Fórmula estrutural calculada com base em 6O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
TSi 1,91 1,92 2,02 1,96 1,91 1,98 1,93 
TAl 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
TFe
3+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Al 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Fe
3+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Fe
2+
 0,29 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Mg 0,71 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 
M1Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M2Mg 0,00 0,13 0,13 0,03 0,07 0,09 0,09 
M2Fe
2+
 0,07 0,89 0,77 0,96 0,90 0,85 0,94 
M2Mn 0,02 0,07 0,04 0,02 0,08 0,05 0,02 
M2Ca 0,88 0,00 0,04 0,03 0,04 0,03 0,02 
M2Na 0,13 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M2K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Wo 44,66 0,00 2,03 1,32 2,06 1,38 1,15 
En 36,05 54,12 57,02 50,43 51,22 54,02 52,46 
Fs 19,28 45,88 40,95 48,26 46,72 44,60 46,39 
 
 
 
 
 
PIROXÊNIOS – MEV-EDS 
Lâmina K26 
Mineral Ortopiroxênio Clinopiroxênio 
Análises 26C119 26C1110 26C1111 26C1112 26C121 26C122 26C123 
Local* Gr.1-Bd.1 Gr.1-Ct. Gr.1-Bd.2 Gr.1-Bd.3 Gr.1-Bd.1 Gr.1-Bd.2 Gr.1-Bd.3 
SiO2 52,15 52,39 54,11 54,08 51,21 54,02 51,72 
TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Al2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
FeO 32,49 28,69 27,68 27,66 9,00 10,36 11,22 
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
MnO 0,18 0,92 0,51 0,97 0,41 0,16 0,00 
MgO 14,87 17,99 17,71 17,30 14,67 12,37 13,33 
CaO 0,00 0,00 0,00 0,00 24,02 22,83 23,04 
Na2O 0,31 0,00 0,00 0,00 0,69 0,27 0,70 
K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Total 100,00 99,99 100,01 100,01 100,00 100,01 100,01 
Fórmula estrutural calculada com base em 6O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
TSi 2,04 2,02 2,08 2,08 1,90 2,03 1,93 
TAl 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
TFe
3+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Al 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Fe
3+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Fe
2+
 0,13 0,00 0,00 0,01 0,19 0,31 0,26 
M1Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Mg 0,87 1,00 1,00 0,99 0,81 0,69 0,74 
M1Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M2Mg 0,00 0,03 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 
M2Fe
2+
 0,93 0,92 0,89 0,89 0,09 0,02 0,09 
M2Mn 0,01 0,03 0,02 0,03 0,01 0,01 0,00 
M2Ca 0,00 0,00 0,00 0,00 0,95 0,92 0,92 
M2Na 0,02 0,00 0,00 0,00 0,05 0,02 0,05 
M2K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Wo 0,00 0,00 0,00 0,00 46,39 47,31 45,76 
En 44,79 51,98 52,82 51,85 39,42 35,67 36,84 
Fs 55,21 48,02 47,18 48,15 14,19 17,02 17,40 
 
 
 
 
 
PIROXÊNIOS – MEV-EDS 
Lâmina K26 
Mineral Ortopiroxênio Clinopiroxênio 
Análises 26C124 26C125 26C126 26C133 26C134 26C211 26C212 
Local* Gr.2-Bd.1 Gr.2-Bd.2 Gr.2-Bd.3 Gr.3-Ct. Gr.3-Bd. Gr.2-Bd.1 Gr.2-Ct. 
SiO2 52,94 53,05 54,09 50,69 52,44 53,69 51,29 
TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Al2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
FeO 28,68 28,35 25,99 29,76 27,89 8,16 12,35 
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
MnO 0,05 0,62 0,64 0,00 0,00 0,00 0,00 
MgO 18,33 17,98 18,57 18,43 19,21 12,57 12,16 
CaO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 25,58 24,20 
Na2O 0,00 0,00 0,71 1,12 0,47 0,00 0,00 
K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Total 100,00 100,00 100,00 100,00 100,01 100,00 100,00 
Fórmula estrutural calculada com base em 6O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
TSi 2,03 2,04 2,05 1,93 1,99 2,01 1,94 
TAl 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
TFe
3+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Al 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Fe
3+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Fe
2+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,26 0,31 
M1Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Mg 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 0,70 0,69 
M1Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M2Mg 0,05 0,03 0,05 0,04 0,09 0,00 0,00 
M2Fe
2+
 0,92 0,91 0,83 0,95 0,89 0,00 0,08 
M2Mn 0,00 0,02 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 
M2Ca 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 1,03 0,98 
M2Na 0,00 0,00 0,05 0,08 0,04 0,00 0,00 
M2K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Wo 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 51,74 47,68 
En 53,21 52,52 55,41 52,47 55,11 35,38 33,33 
Fs 46,79 47,48 44,59 47,53 44,89 12,88 18,99 
 
 
 
 
 
PIROXÊNIOS – MEV-EDS 
Lâmina K26 DS-14-125B 
Mineral Clinopiroxênio Ortopiroxênio 
Análises 26C213 26C214 26C215 125C217 125C218 125C241 125C242 
Local* Gr.2-Bd.2 Gr.2-Bd.3 Gr.2-Bd.4 Gr.1-Ct.1 Gr.1-Ct.2Gr.2-Ct. Gr.2-Bd. 
SiO2 52,44 54,69 55,22 51,60 52,55 50,05 51,02 
TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Al2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 3,90 2,13 
FeO 10,75 9,95 12,55 24,26 24,92 22,61 23,32 
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
MnO 0,51 0,51 0,00 1,05 0,00 0,17 0,03 
MgO 13,20 11,68 10,86 23,09 22,53 23,13 23,11 
CaO 23,10 23,18 21,37 0,00 0,00 0,16 0,40 
Na2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Total 100,00 100,01 100,00 100,00 100,00 100,02 100,01 
Fórmula estrutural calculada com base em 6O e todo o ferro considerado Fe
2+
 
TSi 1,97 2,07 2,11 1,93 1,97 1,85 1,89 
TAl 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,15 0,09 
TFe
3+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Al 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 
M1Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Fe
3+
 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Fe
2+
 0,26 0,32 0,38 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M1Mg 0,74 0,66 0,62 1,00 1,00 0,98 1,00 
M1Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M2Mg 0,00 0,00 0,00 0,28 0,26 0,29 0,28 
M2Fe
2+
 0,08 0,00 0,02 0,76 0,78 0,70 0,72 
M2Mn 0,02 0,02 0,00 0,03 0,00 0,01 0,00 
M2Ca 0,93 0,94 0,87 0,00 0,00 0,01 0,02 
M2Na 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
M2K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 
Sum_cat 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 
Porcentagens molares dos end-members 
Wo 45,96 48,70 46,18 0,00 0,00 0,32 0,79 
En 36,54 34,14 32,65 61,91 61,71 64,21 63,32 
Fs 17,50 17,16 21,17 38,09 38,29 35,48 35,89 
*Abreviações: Gr – Grão; Bd – Borda; Ct – Centro. 
 
 
 
Anexo IV 
 
 Dados de química de rocha total obtidos via ICP-OES (LGqA) para elementos maiores, menores e traços. 
 
Litotipo 
 
Branco Biotita granulito félsico Ortopiroxênio granulito félsico 
Amostra 
 
LQ Branco K5C2 K52A K64A HMI6D HMI7A K1B2 K2E K11A K40B K55A HMI6C 
Al mg/kg 6,59 <LQ 78510 77240 82553 69945 77330 84337 89567 82872 80522 91850 85820 
Ba mg/kg 0,0983 <LQ 178,6 1180 843 761 500 1122 673 1247 357,8 393,2 2222 
Be mg/kg 0,115 <LQ 0,526 <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ 0,2457 <LQ <LQ 
Bi mg/kg 5,45 <LQ 9,13 <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ 
Ca mg/kg 2,54 43,01 20287 15192 16332 14237 13412 28588 36318 34746 18226 42350 25202 
Cd mg/kg 0,97 <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ 
Co mg/kg 1,09 <LQ 121,5 92 89,1 4,538 9,15 102 87,5 94,8 127,5 81,3 18,49 
Cr mg/kg 0,54 <LQ 8,63 7,36 16,83 1,616 8,76 21,27 21,64 24,49 34,17 42,36 8,33 
Cu mg/kg 0,752 <LQ 3,275 13,52 42,74 <LQ 55,3 3,288 14,11 6,11 11,99 9,38 3,362 
Fe mg/kg 2,13 <LQ 7099 22163 21361 8018 20489 30928 47436 37341 21478 43853 34451 
K mg/kg 5,19 18,61 6077 35140 22476 20058 17416 19287 14331 22001 24758 6926 18645 
Li mg/kg 0,318 <LQ 8,98 11,52 8,76 13,8 15,75 7,5 9,04 9,39 7,49 20,46 12,43 
Mg mg/kg 0,294 11,84 1957 4451 6759 4902 4217 9354 12808 10064 6818 15977 7841 
Mn mg/kg 0,175 <LQ 28,88 277,9 177 118,3 319,8 558 785 596 457,3 976 636 
Na mg/kg 1,59 46,13 31818 17368 25561 22218 25049 22205 23960 20522 24471 25966 24697 
Ni mg/kg 1,5 <LQ 7,79 7,56 15 8,03 6,07 16,24 11,91 7,16 22,22 15,54 6,91 
P mg/kg 8,39 <LQ 90,5 480,5 164,8 186,7 241 721 1064 626 367,9 1331 927 
Pb mg/kg 2,6 <LQ <LQ 3,119 <LQ 5,71 7,17 <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ 
S mg/kg 1,42 5,48 136,3 107,7 171,4 88,2 109,4 245,4 386,1 533 445,5 363,8 509 
Sc mg/kg 0,0577 <LQ 0,615 1,079 1,788 0,882 1,457 2,789 3,41 4,222 2,009 3,507 2,843 
Sr mg/kg 0,0285 0,1388 228,3 393,6 213,7 173,5 193,1 387,4 353,7 368,2 248,7 638 365,6 
Th mg/kg 1,55 <LQ 17,68 17,16 49,11 51,4 49,38 <LQ 2,188 <LQ 4,347 <LQ 12,36 
Ti mg/kg 1,41 5,4 883 2338 2274 1173 2012 3549 4730 3580 1716 3177 4174 
V mg/kg 3,81 <LQ 22,38 75,1 65,2 25,51 52,3 99,4 140 116,3 58,6 125,5 105,9 
Y mg/kg 0,547 <LQ 10,53 8,62 29,8 27,75 25,31 10,7 9,57 21,47 9,63 4,507 23,16 
Zn mg/kg 0,337 0,904 14,17 37,26 59 14,7 45,32 69 91,8 62,4 52,9 84,6 70,9 
Zr mg/kg 0,47 0,558 74,3 92,9 42,38 146,5 116,8 37,42 55,8 33,89 28,82 21,79 85,4 
LQ = Limite de quantificação. 
 
Litotipo Ortopiroxênio granulito félsico Granulito máfico 
Amostra LQ HMI3A HMI4A HMI5A HMI6E HMI6F HMI8A HMI-8A1 HMI9D HMI11E K2C K6D 
Al mg/kg 6,59 86189 83177 78219 79620 77432 83727 82113 67216 79516 88673 71862 
Ba mg/kg 0,0983 875 809 799 462,1 732 1990 2053 70,5 239,3 418,6 62,6 
Be mg/kg 0,115 <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ 2,053 <LQ <LQ 
Bi mg/kg 5,45 <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ 
Ca mg/kg 2,54 53110 27456 20034 28901 17273 16245 16634 92263 38790 53584 84718 
Cd mg/kg 0,97 <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ 
Co mg/kg 1,09 38,78 16,18 20,07 18,42 11,61 9,19 96,3 62,6 18,75 86,2 105,5 
Cr mg/kg 0,54 63,5 33,84 47,93 49,11 18,62 9,62 10,57 453,3 18,31 60,1 189,5 
Cu mg/kg 0,752 21,69 12,53 11,77 16,97 20,02 <LQ 0,974 <LQ 235,1 23,4 17,62 
Fe mg/kg 2,13 60360 31073 38284 32802 12330 17794 16088 90574 26883 49829 105162 
K mg/kg 5,19 12974 18379 20659 7409 25819 26782 27077 6883 15203 15618 1794 
Li mg/kg 0,318 22,63 9,58 16,06 17,21 15,85 7,7 6,93 7,77 12,01 8,29 3,535 
Mg mg/kg 0,294 21700 11049 21164 14355 3910 4188 4109 52035 8215 31465 36716 
Mn mg/kg 0,175 968 707 584 498,4 398,8 322,6 193,6 1955 406,9 1220 1802 
Na mg/kg 1,59 21022 21339 23520 24667 21630 25542 25661 17772 23947 23162 6473 
Ni mg/kg 1,5 32,37 16,52 36,07 45,05 47,53 6,47 6,5 172,1 25,15 65,9 72,8 
P mg/kg 8,39 1137 543 533 1127 130,9 458,3 459,1 296,3 4941 259,2 863 
Pb mg/kg 2,6 <LQ <LQ 6,65 <LQ 4,743 <LQ <LQ 4,723 12,27 <LQ <LQ 
S mg/kg 1,42 818 687 194,9 539 116,4 297,1 289,7 528 1018 1060 939 
Sc mg/kg 0,0577 6,16 3,337 3,195 3,544 1,6 1,011 1,07 14,21 2,664 6,62 14,03 
Sr mg/kg 0,0285 464,3 322,5 294,5 286,6 214,6 555 568 76,3 115,2 349,6 129,9 
Th mg/kg 1,55 <LQ 5,25 49,38 26,15 26,38 18,88 19,95 <LQ 17,32 9,97 2,329 
Ti mg/kg 1,41 7592 2837 3627 3471 1200 2260 2203 4252 2580 2886 10389 
V mg/kg 3,81 247,9 98,1 103,6 110 32,68 50,7 48,21 291 101,9 106,2 389,3 
Y mg/kg 0,547 16,67 12,49 13,95 34,65 14,99 6,49 6,59 27,7 110,2 30,62 31,97 
Zn mg/kg 0,337 95,1 62,9 73,1 61,1 32,31 57,4 53 134,5 55 97,6 127,8 
Zr mg/kg 0,47 27,32 51,1 163,9 107,7 79,3 52,1 58,2 37,73 70,6 26,06 19,08 
LQ = Limite de quantificação. 
 
 
 
 
 
 
Litotipo Granulito máfico Granulito aluminoso 
Amostra LQ K47A K47B HMI1B HMI3B HMI5B HMI-11V HMI-11V1 K39 K46A K58A HMI9B 
Al mg/kg 6,59 61515 64467 84508 91761 73622 74589 71381 90795 67193 80117 69242 
Ba mg/kg 0,0983 183,4 92,6 42,86 673 64,7 67,4 52,8 69,5 138,1 105,4 699 
Be mg/kg 0,115 <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ 
Bi mg/kg 5,45 <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ 
Ca mg/kg 2,54 54307 49627 90995 57607 77184 83234 88924 47052 28798 14252 13175 
Cd mg/kg 0,97 0,998 <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ 
Co mg/kg 1,09 97,4 94,8 70,5 34,76 63,6 87,8 94,5 101,7 128,4 142 17,64 
Cr mg/kg 0,54 993 917 202,9 79,2 95 66,5 78,1 294,3 34,83 327,3 147 
Cu mg/kg 0,752 <LQ <LQ 86,1 21,38 102,6 63,3 188,6 76,7 <LQ 65,4 20,37 
Fe mg/kg 2,13 95205 73137 103398 57953 101803 107917 107472 105200 85320 96616 32287 
K mg/kg 5,19 14988 10843 3147 11726 2600 3731 3902 2994 1516 4501 12322 
Li mg/kg 0,318 17,13 13,41 5,85 21,28 5,73 5,09 7,7 11,31 8,95 7,75 12,22 
Mg mg/kg 0,294 87330 70483 40798 24484 33941 33153 36365 42852 24389 31985 7856 
Mn mg/kg 0,175 2220 1572 1869 1110 1981 1939 1977 2000 1169 1731 1222 
Na mg/kg 1,59 3900 4069 7913 23334 19279 15671 16334 14131 13494 12184 20846 
Ni mg/kg 1,5 233,9 257,6 143,3 30,65 67,8 54,2 66,7 176,9 13,12 149,4 59,9 
P mg/kg 8,39 374,5 326,6 442,7 1123 518 544 517 434,2 869 237,3 61,3 
Pb mg/kg 2,6 <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ <LQ 5,02 
S mg/kg 1,42 300,7 278,5 2152 639 2096 854 1596 2519 294,1 1976 247,1 
Sc mg/kg 0,0577 12,24 10,82 15,82 8,1 13,85 14,25 14,64 14,44 10,27 8,03 4,955 
Sr mg/kg 0,0285 52,8 39,06 174,8 473,2 130,3 129 146,1 79,9 55,6 57,8 175,3 
Th mg/kg 1,55 1,594 <LQ <LQ <LQ 1,898 <LQ <LQ 2,392 8,86 10,23 <LQ 
Ti mg/kg 1,41 5109 3697 7169 6226 7996 8483 8322 7513 9036 2317 1631 
V mg/kg3,81 262,6 203,4 410,5 236,8 407,9 420,9 412,7 388,3 328,2 127,7 93,5 
Y mg/kg 0,547 22,24 16,92 23,97 27,14 26,41 30,5 22,74 29,39 48,31 27,61 43,75 
Zn mg/kg 0,337 158,2 106 135,8 102,8 128 134,8 127,3 161,1 100,5 104,4 48,38 
Zr mg/kg 0,47 34,4 42,48 11,13 29,85 52,3 35,73 19,19 59,4 249,6 49,41 183,7 
LQ = Limite de quantificação. 
 
 
Anexo V 
 
 Dados de química de rocha total obtidos via ICP-ES (AcmeLabs) para elementos maiores, menores e traços. 
 
Litotipo Biotita granulito félsico Ortopiroxênio granulito félsico 
Amostra K5C2 K52A K64A K1B2 K2E K11A K40B K55A HMI6C HMI8A1 
SiO2 75,74 70,71 70,09 66,11 61,92 65,11 70,51 60,19 66,00 70,91 
TiO2 0,14 0,40 0,38 0,61 0,86 0,61 0,29 0,57 0,72 0,36 
Al2O3 13,90 14,05 14,74 15,74 16,64 15,19 14,59 17,82 15,95 14,98 
Fe2O3 1,02 3,25 3,03 4,55 7,01 5,41 3,07 6,54 4,95 2,31 
MnO 0,01 0,04 0,02 0,07 0,10 0,08 0,06 0,12 0,08 0,03 
MgO 0,34 0,83 1,22 1,70 2,26 1,85 1,24 2,81 1,42 0,73 
CaO 2,87 2,19 2,34 4,17 4,64 4,45 2,64 5,30 3,62 2,34 
Na2O 4,28 2,55 3,62 3,24 3,44 2,99 3,56 3,91 3,57 3,66 
K2O 0,77 4,83 2,97 2,58 1,97 3,00 3,39 0,91 2,58 3,57 
P2O5 0,03 0,12 0,05 0,17 0,25 0,15 0,09 0,32 0,21 0,11 
Cr2O3 0,002 <0,002 0,003 0,007 0,004 0,004 0,005 0,007 <0,002 <0,002 
LOI 0,70 0,70 1,20 0,70 0,60 0,80 0,30 1,20 0,50 0,60 
Total 99,90 99,91 99,90 99,89 99,87 99,90 99,87 99,88 99,96 99,91 
 
Ba 164 1112 796 1068 660 1201 336 379 2114 1871 
Ce 51 126 201 39 44 63 43 <30 194 138 
Co 117 91 84 94 83 90 126 79 <20 88 
Cu 6 17 34 9 22 12 18 15 11 <5 
Nb <5 5 12 9 8 6 9 <5 11 <5 
Ni <20 <20 <20 21 <20 <20 20 <20 <20 <20 
Sc 02 03 05 08 10 12 06 11 08 03 
Sr 226 409 218 407 379 382 253 699 376 569 
Y 12 9 32 12 10 23 11 5 28 7 
Zn 17 38 58 66 87 58 51 81 71 52 
Zr 88 233 111 182 307 198 78 134 397 226 
 
 
 
 
 
Litotipo Granulito máfico Granulito aluminoso 
Amostra K2C K6D K47A K47B HMI11V HMI11V1 K39 K46A K58A HMI9B 
SiO2 55,78 49,61 47,42 55,08 48,63 46,96 49,83 61,35 60,26 73,62 
TiO2 0,53 1,89 0,90 0,66 1,52 1,50 1,32 1,60 0,40 0,27 
Al2O3 16,82 13,49 11,83 11,87 13,74 13,55 16,57 12,95 14,75 13,10 
Fe2O3 7,52 15,79 14,32 10,91 15,90 16,01 15,57 12,57 14,11 4,57 
MnO 0,16 0,23 0,29 0,20 0,24 0,25 0,25 0,15 0,22 0,15 
MgO 5,49 6,41 14,65 11,77 5,98 6,34 7,42 4,39 5,56 1,45 
CaO 6,86 10,88 6,84 6,26 10,51 10,94 5,96 4,27 2,09 1,88 
Na2O 3,34 0,90 0,54 0,55 2,33 2,31 1,99 1,97 1,73 3,02 
K2O 2,14 0,24 2,05 1,47 0,50 0,53 0,38 0,20 0,62 1,62 
P2O5 0,07 0,21 0,09 0,08 0,13 0,13 0,11 0,20 0,06 0,02 
Cr2O3 0,010 0,033 0,155 0,139 0,013 0,014 0,047 0,006 0,049 0,022 
LOI 1,00 0,00 0,50 0,70 0,20 1,20 0,20 0,00 -0,20 0,10 
Total 99,85 99,81 99,71 99,76 99,82 99,82 99,79 99,81 99,79 99,98 
 
Ba 411 60 175 87 62 45 64 134 98 639 
Ce 71 36 <30 <30 <30 <30 <30 60 68 <30 
Co 88 94 94 90 78 86 95 113 138 <20 
Cu 53 35 10 10 75 200 90 11 68 26 
Nb 8 13 <5 <5 13 10 <5 20 <5 <5 
Ni 77 84 258 282 64 75 192 <20 160 62 
Sc 20 41 35 31 42 42 43 30 24 14 
Sr 381 138 55 41 137 155 84 58 59 174 
Y 34 34 23 17 33 24 32 52 30 45 
Zn 104 122 162 97 130 119 156 154 93 45 
Zr 94 158 101 107 87 94 116 276 107 240 
 
 
 
Anexo VI 
 
Dados de química de rocha total para elementos maiores, menores e traços provenientes 
do trabalho de Jordt-Evangelista (1996). 
 
 
Biotita granulito félsico Opx granulito félsico 
Amostra HMI15B HMI7A HMI12G HMI12C HMI6D HMI11C HMI3A HMI5A 
SiO2 67,72 72,14 73,80 74,49 75,33 76,14 58,32 64,15 
TiO2 0,58 0,35 0,01 0,03 0,21 0,15 1,40 0,66 
Al2O3 15,51 14,73 14,60 14,47 13,21 12,27 16,36 15,20 
Fe2O3 3,85 2,92 1,14 0,71 1,16 2,44 8,86 5,60 
MnO 0,05 0,04 0,04 0,02 0,02 0,09 0,12 0,07 
MgO 1,21 0,72 0,22 0,21 0,86 0,78 3,70 3,60 
CaO 3,37 1,93 1,36 1,18 2,09 0,71 6,48 2,93 
Na2O 2,93 3,63 2,88 2,71 3,28 1,68 3,02 3,40 
K2O 3,86 2,43 5,51 6,08 2,84 5,38 1,79 2,94 
P2O5 0,18 0,06 0,04 0,04 0,05 0,03 0,29 0,13 
Total 99,26 98,95 99,60 99,94 99,05 99,67 100,34 98,68 
 As 22 5 20 0 0 9 - 12 
Ba 1431 472 755 731 752 943 858 799 
Ce 154 167 40 55 172 127 63 257 
Co 23 17 13 13 1 0 26 20 
Cr 20 15 9 13 12 9 74 52 
Cu 7 45 0 0 0 0 28 5 
Ga 22 25 23 20 16 15 18 20 
La 88 94 20 41 109 79 23 148 
Mo 2 0 0 2 0 0 2 3 
Nb 5 8 0 3 3 5 8 13 
Nd 47 56 12 21 65 40 32 85 
Ni 14 16 8 8 23 3 45 48 
Pb 22 28 45 40 47 111 18 46 
Pr 17 18 6 7 19 13 6 28 
Rb 101 101 112 117 63 145 76 133 
Sc 3 4 4 5 2 9 17 11 
Sm 10 10 3 5 11 7 6 12 
Sr 421 186 124 114 167 109 470 298 
Th 16 59 14 16 59 49 0 78 
U 0 4 0 2 1 1 0 2 
V 49 33 2 0 10 5 176 73 
Y 6 30 33 20 30 85 20 18 
Zn 40 40 0 0 12 12 88 70 
Zr 274 194 37 41 269 233 189 305 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Ortopiroxênio granulito félsico Granulito máfico 
 Amostra HMI11E HMI4A HMI6E HMI6F HMI1B HMI9D HMI11A HMI5B HMI3B 
 SiO2 65,22 66,86 67,88 72,84 46,76 49,32 50,92 51,11 56,20 
 TiO2 0,47 0,51 0,62 0,21 1,32 0,77 1,49 1,45 1,11 
 Al2O3 15,91 15,96 15,26 14,51 15,83 12,54 14,51 13,82 16,70 
 Fe2O3 4,12 4,56 4,80 1,72 15,62 13,35 12,70 15,30 8,47 
 MnO 0,05 0,09 0,06 0,05 0,24 0,24 0,20 0,25 0,14 
 MgO 1,55 1,95 2,43 0,69 6,95 8,57 6,96 5,80 4,15 
 CaO 5,12 4,01 4,20 2,47 11,62 11,44 9,34 9,57 7,08 
 Na2O 3,60 3,10 3,47 3,11 1,15 2,49 2,36 2,78 3,20 
 K2O 2,13 2,56 1,02 3,61 0,43 0,93 0,91 0,35 1,63 
 P2O5 1,18 0,13 0,28 0,04 0,11 0,07 0,17 0,13 0,26 
 Total 99,35 99,73 100,02 99,25 100,03 99,72 99,56 100,56 98,94 
 
 
 As 0 15 19 6 36 26 15 26 - 
 Ba 232 806 457 711 45 52 93 59 643 
 Ce 133 74 210 78 11 14 16 14 50 
 Co 11 21 1 11 57 53 34 22 24 
 Cr 26 45 56 25 233 465 237 116 89 
 Cu 189 15 2 9 85 4 23 85 24 
 Ga 24 21 20 18 16 13 14 10 19 
 La 44 36 110 45 3 0 18 5 31 
 Mo 0 1 2 0 0 - 1 - 4 
 Nb 19 8 6 5 5 7 9 4 12 
 Nd 66 29 77 27 7 16 11 10 29 
 Ni 37 25 56 50 181 213 180 86 52 
 Pb 40 22 29 35 27 24 58 26 23 
 Pr 11 7 20 10 2 2 4 3 7 
 Rb 116 82 20 88 3 12 40 5 72 
 Sc 12 13 8 4 45 37 32 39 24 
 Sm 12 7 10 6 4 5 4 6 7 
 Sr 120 320 286 202 184 78 121 137 488 
 Th 27 4 37 28 - 4 1 1 0 
 U 14 0 4 0 - 0 0 3 2 
 V 77 77 72 17 365 261 268 346 176 
 Y 155 16 56 19 29 32 34 33 33 
 Zn 46 56 52 26 129 127 102 116 93 
 Zr 64 138 322 136 57 48 103 87 157 
 
 
207
Pb Th Disc.
(cps) U
207
Pb/
206
Pb ± 1σ
206
Pb/
238
U ± 1σ
207
Pb/
235
U ± 1σ
208
Pb/
232
Th ± 1σ
207
Pb/
206
Pb ± 1σ
206
Pb/
238
U ± 1σ
207
Pb/
235
U ± 1σ
208
Pb/
232
Th ± 1σ (%)
1 SPOT23 10130 0.0845 0.1295 0.0014 0.3866 0.0028 6.9040 0.0567 0.0972 0.0015 2091.5 19.37 2107.1 13.13 2099.2 7.28 1875 27.3 0.89 -0.75
2 SPOT24 5379 0.0728 0.1292 0.0017 0.3746 0.0030 6.6735 0.0692 0.0999 0.0024 2087.4 23.03 2050.9 13.99 2069.1 9.16 1924.4 43.31 0.77 1.75
3 SPOT25 8753 1.2827 0.1307 0.0018 0.4335 0.0038 7.8130 0.0885 0.1000 0.0025 2107.8 23.74 2321.5 17.1 2209.7 10.2 1926.4 45.7 0.77 -10.14
4 SPOT26 8072 0.0965 0.1303 0.0014 0.3878 0.0028 6.9665 0.0561 0.0942 0.0014 2102 19.29 2112.5 12.89 2107.2 7.14 1819.7 25.36 0.89 -0.50
5 SPOT27 23909 0.0826 0.1268 0.0014 0.3898 0.0029 6.8153 0.0542 0.0942 0.0015 2054.2 18.8 2122 13.22 2087.7 7.04 1818.8 26.95 0.92 -3.30
6 SPOT28 80430 0.0568 0.1228 0.0014 0.3976 0.0026 6.7300 0.0549 0.1014 0.0031 1997 20.47 2157.8 11.8 2076.6 7.21 1952.7 56.61 0.79 -8.05
7 SPOT29 38397 0.0866 0.1278 0.0013 0.3896 0.0028 6.8625 0.0527 0.0950 0.0014 2067.4 18.33 2121.1 13.1 2093.8 6.81 1834.2 25.27 0.94 -2.60
8 SPOT30 22102 0.0978 0.1289 0.0014 0.3873 0.0030 6.8806 0.0603 0.0940 0.0017 2082.7 19.57 2110.4 14.03 2096.2 7.77 1816 31.57 0.89 -1.33
9 SPOT31 15638 0.1618 0.1289 0.0015 0.3826 0.0031 6.7941 0.0627 0.0909 0.0016 2082.3 20.27 2088.2 14.25 2085 8.17 1758 30.2 0.87 -0.28
10 SPOT32 2323 0.4900 0.1274 0.0017 0.3834 0.0031 6.7308 0.0713 0.0930 0.0014 2061.7 23.22 2091.9 14.61 2076.7 9.36 1796.9 25.92 0.77 -1.46
11 SPOT33 13907 0.1923 0.1268 0.0014 0.3950 0.0027 6.9044 0.0526 0.1023 0.0017 2053.9 19.15 2145.8 12.31 2099.2 6.75 1968.2 30.27 0.88 -4.47
12 SPOT34 7120 0.0900 0.1292 0.0016 0.3851 0.0031 6.8597 0.0666 0.0920 0.0017 2087.321.14 2100 14.61 2093.5 8.6 1778.9 31.28 0.84 -0.61
13 SPOT35 14762 0.0609 0.1277 0.0014 0.3794 0.0028 6.6804 0.0541 0.0911 0.0014 2066.7 18.92 2073.6 13.15 2070 7.15 1762.7 25.76 0.91 -0.33
14 SPOT36 7276 0.0811 0.1277 0.0014 0.3808 0.0029 6.7056 0.0578 0.0872 0.0014 2067 19.78 2079.9 13.48 2073.4 7.62 1689.8 25.37 0.88 -0.62
15 SPOT37 15242 0.0493 0.1299 0.0014 0.3797 0.0029 6.7993 0.0570 0.0903 0.0015 2096.7 19.16 2074.7 13.46 2085.6 7.43 1747.4 27.99 0.90 1.05
16 SPOT38 4139 0.1793 0.1298 0.0015 0.3849 0.0029 6.8897 0.0621 0.0942 0.0014 2095.6 20.63 2099.2 13.6 2097.3 7.99 1820 25.72 0.84 -0.17
17 SPOT39 25492 0.0864 0.1284 0.0014 0.3867 0.0030 6.8425 0.0589 0.0879 0.0016 2075.7 19.33 2107.7 13.88 2091.2 7.62 1702.7 29.38 0.90 -1.54
18 SPOT40 8720 0.1023 0.1304 0.0016 0.3886 0.0032 6.9814 0.0691 0.0919 0.0018 2102.6 21.3 2116.2 14.91 2109.1 8.79 1776.1 32.92 0.83 -0.65
19 SPOT41 8678 0.1543 0.1305 0.0014 0.3865 0.0028 6.9541 0.0553 0.0915 0.0013 2104.9 19.04 2106.4 12.88 2105.6 7.06 1770.3 23.34 0.90 -0.07
20 SPOT42 17293 0.1585 0.1288 0.0014 0.3855 0.0027 6.8428 0.0509 0.0952 0.0013 2081.1 18.47 2101.7 12.38 2091.3 6.59 1838.6 24.09 0.93 -0.99
21 SPOT48 11647 0.0926 0.1253 0.0015 0.3814 0.0032 6.5901 0.0659 0.0936 0.0020 2033.7 21.59 2082.9 14.71 2058 8.82 1808 37.31 0.83 -2.42
22 SPOT49 12253 0.0689 0.1307 0.0019 0.3779 0.0036 6.8069 0.0869 0.0778 0.0026 2107.5 25.73 2066.3 16.86 2086.6 11.3 1513.3 48 0.75 1.95
23 SPOT50 12454 0.1669 0.1285 0.0015 0.3815 0.0030 6.7583 0.0619 0.0920 0.0017 2077.6 20.26 2083.3 14.07 2080.3 8.1 1779.1 30.59 0.86 -0.27
24 SPOT51 16769 0.1598 0.1284 0.0015 0.3810 0.0030 6.7429 0.0634 0.0922 0.0019 2076.2 20.61 2080.8 14.21 2078.3 8.32 1782.4 35.14 0.85 -0.22
25 SPOT52 17526 0.1561 0.1268 0.0014 0.3738 0.0028 6.5321 0.0561 0.0909 0.0017 2053.6 19.67 2047.1 13.27 2050.2 7.57 1758.7 30.88 0.88 0.32
26 SPOT53 24445 0.1118 0.1275 0.0015 0.3750 0.0029 6.5890 0.0595 0.0895 0.0018 2063.4 19.98 2053 13.81 2057.9 7.95 1732.7 34.17 0.87 0.50
27 SPOT54 8832 0.0704 0.1272 0.0016 0.3805 0.0031 6.6699 0.0658 0.0935 0.0020 2059 21.42 2078.6 14.54 2068.6 8.71 1806.9 36.71 0.83 -0.95
28 SPOT55 10823 0.0542 0.1282 0.0016 0.3835 0.0032 6.7784 0.0691 0.0997 0.0025 2073.7 21.94 2092.6 14.77 2082.9 9.02 1920.1 45.83 0.81 -0.91
29 SPOT56 11812 0.0617 0.1262 0.0014 0.3776 0.0027 6.5712 0.0509 0.0890 0.0014 2046.2 18.98 2064.9 12.38 2055.5 6.83 1722.3 26.53 0.91 -0.91
30 SPOT57 14491 0.0532 0.1272 0.0014 0.3821 0.0026 6.7029 0.0514 0.0911 0.0016 2059.9 18.99 2086.3 12.26 2073 6.77 1762.6 29.37 0.90 -1.28
31 SPOT58 6425 0.0593 0.1296 0.0015 0.3876 0.0031 6.9250 0.0650 0.1000 0.0019 2092.8 20.71 2111.4 14.34 2101.9 8.33 1926.8 35.17 0.85 -0.89
32 SPOT59 12615 0.1008 0.1291 0.0014 0.3865 0.0027 6.8781 0.0531 0.0955 0.0015 2085.3 18.84 2106.7 12.59 2095.8 6.84 1844.3 27.21 0.91 -1.03
33 SPOT60 12872 0.1862 0.1293 0.0014 0.3831 0.0027 6.8305 0.0529 0.0930 0.0015 2088.8 18.95 2090.6 12.44 2089.7 6.85 1798.2 27.12 0.90 -0.09
34 SPOT61 7718 0.0942 0.1262 0.0014 0.3718 0.0027 6.4677 0.0528 0.0862 0.0014 2045.3 19.55 2037.9 12.54 2041.5 7.17 1670.4 26.16 0.88 0.36
35 SPOT62 25012 0.1416 0.1273 0.0015 0.3730 0.0029 6.5421 0.0589 0.0850 0.0018 2060.3 20 2043.4 13.68 2051.6 7.93 1648.5 33.31 0.87 0.82
36 SPOT63 10148 0.1241 0.1285 0.0015 0.3810 0.0029 6.7477 0.0592 0.0844 0.0015 2077 19.86 2081 13.65 2078.9 7.76 1636.9 27.28 0.87 -0.19
37 SPOT64 17270 0.0931 0.1274 0.0014 0.3796 0.0026 6.6699 0.0502 0.0893 0.0014 2063 18.62 2074.4 12.28 2068.6 6.64 1729.7 25.68 0.92 -0.55
38 SPOT65 8471 0.0718 0.1293 0.0016 0.3859 0.0031 6.8821 0.0664 0.0910 0.0020 2089.1 21.1 2104 14.46 2096.3 8.56 1760.1 36.04 0.83 -0.71
39 SPOT66 11348 0.1029 0.1286 0.0015 0.3868 0.0031 6.8574 0.0644 0.0886 0.0018 2079.1 20.63 2107.7 14.34 2093.2 8.32 1715.7 33.23 0.85 -1.38
Rho
Anexo VII - Tabela 1 - Amostra K11A
Analysis_# Spot_#
Isotope ratios Apparent ages (Ma)
207
Pb Th Disc.
(cps) U
207
Pb/
206
Pb ± 1σ
206
Pb/
238
U ± 1σ
207
Pb/
235
U ± 1σ
208
Pb/
232
Th ± 1σ
207
Pb/
206
Pb ± 1σ
206
Pb/
238
U ± 1σ
207
Pb/
235
U ± 1σ
208
Pb/
232
Th ± 1σ (%)
40 SPOT67 1014 0.0959 0.1279 0.0023 0.3742 0.0040 6.5964 0.1049 0.0888 0.0016 2068.8 31.5 2049.1 18.89 2058.9 14.02 1719.4 29.44 0.68 0.95
41 SPOT73 20482 0.1452 0.1303 0.0014 0.3808 0.0026 6.8421 0.0515 0.0922 0.0015 2102.2 18.53 2080 12.29 2091.2 6.66 1781.8 27.38 0.92 1.06
42 SPOT74 19721 0.1469 0.1275 0.0014 0.3935 0.0029 6.9168 0.0587 0.0948 0.0019 2063.7 19.53 2139.1 13.6 2100.8 7.53 1831.5 34.77 0.88 -3.65
43 SPOT75 22689 0.0736 0.1271 0.0014 0.3826 0.0028 6.7035 0.0549 0.0952 0.0018 2058.3 19.16 2088.2 13.1 2073.1 7.24 1837.8 33.87 0.90 -1.45
44 SPOT76 12475 0.1365 0.1261 0.0016 0.3781 0.0031 6.5721 0.0672 0.0909 0.0023 2044 22.04 2067.6 14.52 2055.6 9.01 1758 43.22 0.80 -1.15
45 SPOT77 11484 0.0820 0.1275 0.0014 0.3743 0.0026 6.5773 0.0514 0.0893 0.0015 2063.3 19.06 2049.4 12.29 2056.3 6.89 1729 28.36 0.90 0.67
46 SPOT78 7536 0.0899 0.1296 0.0015 0.3835 0.0029 6.8537 0.0619 0.0954 0.0019 2092.8 20.42 2092.8 13.69 2092.7 8.01 1841.8 35.2 0.85 0.00
47 SPOT79 18069 0.0579 0.1321 0.0017 0.3892 0.0033 7.0848 0.0735 0.1013 0.0029 2125.6 21.93 2119.1 15.06 2122.1 9.24 1951 52.82 0.80 0.31
48 SPOT80 9258 0.0982 0.1291 0.0014 0.3775 0.0027 6.7187 0.0538 0.0890 0.0016 2085.5 19.28 2064.7 12.51 2075.1 7.08 1723.5 28.73 0.88 1.00
49 SPOT81 20044 0.0419 0.1278 0.0014 0.3786 0.0026 6.6718 0.0501 0.0933 0.0016 2068.2 18.63 2069.7 12.17 2068.9 6.63 1803 30.2 0.91 -0.07
50 SPOT83 36593 0.0708 0.1299 0.0015 0.3810 0.0029 6.8204 0.0613 0.0957 0.0025 2095.9 20.14 2080.8 13.51 2088.4 7.96 1846.5 46.65 0.84 0.72
51 SPOT84 14167 0.0877 0.1293 0.0015 0.3825 0.0030 6.8158 0.0638 0.0839 0.0018 2088.1 20.51 2088 14.17 2087.8 8.29 1628.3 34.13 0.85 0.00
52 SPOT85 11643 0.0974 0.1285 0.0016 0.3790 0.0031 6.7135 0.0664 0.0791 0.0019 2077.4 21.37 2071.7 14.42 2074.4 8.74 1537.8 35.62 0.82 0.27
53 SPOT86 36871 0.0823 0.1261 0.0014 0.3850 0.0028 6.6945 0.0557 0.0948 0.0022 2044.8 19.52 2099.5 12.97 2071.9 7.35 1831 41.09 0.87 -2.68
54 SPOT87 17598 0.0717 0.1288 0.0016 0.3795 0.0031 6.7372 0.0683 0.0906 0.0027 2081.2 21.82 2074.1 14.4 2077.5 8.97 1752.5 49.45 0.80 0.34
55 SPOT88 15545 0.0939 0.1297 0.0014 0.3842 0.0027 6.8689 0.0531 0.0925 0.0016 2093.4 18.85 2096 12.48 2094.7 6.85 1788.3 30.33 0.90 -0.12
56 SPOT89 12033 0.0850 0.1286 0.0015 0.3855 0.0030 6.8332 0.0618 0.0904 0.0019 2078.5 20.22 2102 13.9 2090 8.01 1749.1 35.69 0.86 -1.13
57 SPOT90 12783 0.1103 0.1285 0.0015 0.3845 0.0030 6.8123 0.0604 0.0872 0.0018 2077.9 19.98 2097.2 13.72 2087.3 7.86 1690.4 33.32 0.86 -0.93
58 SPOT91 14195 0.0842 0.1279 0.0015 0.3830 0.0031 6.7505 0.0644 0.0857 0.0021 2068.7 20.87 2090.2 14.21 2079.3 8.43 1661.1 38.14 0.84 -1.04
59 SPOT92 2321 0.6319 0.1317 0.0021 0.3795 0.0038 6.8897 0.0960 0.0838 0.0019 2120.8 27.85 2073.7 17.82 2097.3 12.35 1625.9 35 0.72 2.22
60 SPOT93 838 0.1755 0.1221 0.0031 0.3855 0.0056 6.4908 0.1531 0.0832 0.0022 1987.6 44.86 2101.9 26.25 2044.7 20.75 1614.4 41.7 0.62 -5.75
61 SPOT99 8948 0.0366 0.1276 0.0014 0.3877 0.0028 6.8233 0.0562 0.0862 0.0019 2065.6 19.61 2112.3 12.89 2088.7 7.29 1671.5 34.48 0.87 -2.26
62 SPOT100 15262 0.0983 0.1263 0.0019 0.4020 0.0036 7.0027 0.0881 0.0946 0.0038 2047.6 25.83 2178.4 16.63 2111.8 11.18 1826.5 70.87 0.72 -6.39
63 SPOT101 14849 0.1200 0.1291 0.0014 0.3965 0.0028 7.0555 0.0554 0.0925 0.0018 2085.5 19.05 2152.7 12.8 2118.4 6.98 1787.7 32.43 0.89 -3.22
64 SPOT102 20816 0.1397 0.1301 0.0014 0.3766 0.0026 6.7569 0.0516 0.0907 0.0017 2099.7 18.75 2060.5 12.15 2080.1 6.75 1755.3 31.46 0.90 1.87
65 SPOT103 14261 1.3983 0.1295 0.0014 0.3973 0.0028 7.0922 0.0556 0.0935 0.0018 2090.8 19.05 2156.7 12.8 2123.1 6.98 1806 32.76 0.89 -3.15
66 SPOT104 9195 0.1366 0.1264 0.0014 0.3914 0.0028 6.8203 0.0558 0.0918 0.0018 2048.3 19.64 2129.4 12.86 2088.4 7.25 1775.5 33.39 0.87 -3.96
67 SPOT105 9752 1.2163 0.1346 0.0015 0.4042 0.0029 7.5016 0.0610 0.0955 0.0019 2158.9 19.28 2188.4 13.2 2173.2 7.28 1843.7