2. Overordede føringer og systemer
2.2 Sikkerhetsstyringssystem
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 AB2C5VIT8IVO22(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).
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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.
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 determinaquesejam 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.
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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).
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 MSE 2 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+Al
2O4), 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).
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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).
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
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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 delas este 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
definição do mesmo. É possível verificar, em vários perfis, somenteum 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.
PIROXÊNIOSOs 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).
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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 OPACOSOs 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.
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
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 finais da 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)