THAIS ANDREIA DOS SANTOS CANABRAVA...Ao meu orientador professor Haroldo Sá, agradeço pela...

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

COLEGIADO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA

THAIS ANDREIA DOS SANTOS CANABRAVA

CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA, PETROGRÁFICA E

CONSIDERAÇÕES GENÉTICAS DO DEPÓSITO DE MANGANÊS DE

SÃO FELIX – BAHIA

Salvador 2013





Monografia apresentada como requisito parcial para obtenção do título de bacharel em geologia pelo Instituto de Geociências, da

Universidade Federal da Bahia.

Orientador: Prof. Dr. JOSÉ HAROLDO DA SILVA SÁ

Salvador 2013

TERMO DE APROVAÇÃO





TRABALHO FINAL DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA, PELA UNIVERSIDADE

FEDERAL DA BAHIA. REQUISITO PARCIAL PARA OBTENÇÃO DO TÍTULO DE

BACHAREL EM GEOLOGIA.

___________________________________________________________________

1º Examinador - Prof. Dr. José Haroldo da Silva Sá – Orientador ___________________________________________________________________ 2º Examinador - Prof. Pedro Maciel de Paula Garcia

Graduação em Geologia pela Universidade Federal da Bahia __________________________________________________________________ 3º Examinador - Jofre de Oliveira Borges

Msc em Geologia pela Universidade Federal da Bahia

As minhas amadas mães, Marina e Margarida.

i

AGRADECIMENTOS

Agradeço primeiramente ao Deus que segura minha mão nos momentos

difíceis, que não me deixa fraquejar, desistir, me protegendo e me guiando, ao meu

anjo da guarda que me coloca sempre no caminho certo.

Agradeço a toda minha família, em especial as minhas mães Margarida e

Marina, minha irmã Ana Cristina que me deu de presente dois sobrinhos/afilhados,

Leandro e Vinicius Canabrava, sem o sorriso de vocês quando eu estava triste tudo

teria sido muito mais difícil.

Ao meu namorado Glauber, que me ajudou muito para que nessa etapa

final tudo continuasse dando certo.

Ao meu orientador professor Haroldo Sá, agradeço pela atenção,

orientação, paciência e pelos ensinamentos ao longo do curso, todos eles me

incentivam a crescer mais como geóloga.

Agradeço à CBPM (Companhia Baiana de Pesquisa Mineral), pelo apoio

para a realização deste trabalho, na confecção de lâminas e apoio para viagem de

campo.

Agradeço ao professor Ernade e ao técnico Edgar por toda atenção e

realização do DRX.

Obrigada à CPRM, que me ajudou a crescer como profissional,

especialmente: Vânia Borges, Madalena, Maisa, Ioná, Valdir Silveira, Rogerio,

Roberto Campelo, Sara.

Aos amigos cefetianos: Tatiana, Jossenei, Vladimir, Nivia, Junia, Lindaura,

Valter, Aline, Vanessa, Jocilene, Juliana, em especial as minha amigas Cristina e

Isabel.

Obrigada às pessoas que conheci na UFBA e de alguma forma deixaram

mais leve esses anos: Leidi, Iara, Tassi, Antônia, Luciano(Caroço), Maria Clara,

Fabiane, Eula, Mariana, Deize, Gleice, André, Paulinho, Cleiton, Paulo Marques,

Vitinho, Cipri, Bia, Gi, Daniel, Coni, equipe de campo (Anderson, Dexter e Aline),

Andreza, Jailma, e em especial aos meus amigos Thyago Ribeiro e Michele Cássia,

obrigada por tudo.

ii

RESUMO

O depósito de manganês de São Félix está inserido no Cinturão Itabuna-

Salvador-Curaçá, encaixado em rochas granulítica do complexo Caraíba, de idade

arqueana/paleoproterozóica.

Este trabalho apresenta os resultados obtidos na caracterização geológica,

petrográfica e considerações genéticas realizada na área de estudo, onde foram

identificados a rocha encaixante, o protominério e o minério de manganês.

A rocha encaixante é classificada como enderbito, constituído de plagioclásio,

K- feldspato e clinopiroxênio.

O protominério tem forma alongada, sendo concordante com a foliação da

rocha encaixante, é classificado como gondito, rocha metamórfica que tem como

mineralogia principal a granada do tipo espessartita, cuja degradação intemperica

origina o minério de manganês.

Os minérios de manganês do depósito de São Félix são classificados por

características mineralógicas e texturais, são descritos como minério “in situ”, crosta

manganesifera de expressão superficial, e minério rolado que são fragmentos

desagregados do minério “in situ” e se apresentam de variados tamanhos estando

distribuídos no material de cobertura eluvionar e coluvionar.

As evidências geológicas observadas em campo, aliadas aos estudos

petrográficos indicam que o depósito de manganês de São Félix foi originado a partir

de processos supergênicos.

Palavras-chave: Manganês, Gondito, Processos Supergênicos.

iii

ABSTRACT

The manganese deposit of Sao Félix is inserted in Itabuna Salvador Curaçá-

Belt embedded in rocks of the granulite complex Caraíba, old Archean / Proterozoic

lower.

This paper presents the results obtained in the geological characterization,

petrological and metallogenic studies developed in the study area where the host

rock have been identified, the protore and manganese ore.

The host rock is classified as Enderbite, rich in plagioclase, K-feldspar and

clinopyroxene.

The protore is narrow, has elongated shape, concordant with the foliation of

the host rock, is classified as gondito, a metamorphic rock that has as main

mineralogy the garnet type spessartine, that degradation leads to the weathering of

manganese ore.

The manganese ore deposit of São Félix are classified by mineralogical and

textural characteristics are described as ore "in situ", manganese-rich crust of surface

expression, and rolled ore fragments that are broken ore "in situ" and are presented

in various sizes being distributed in the material of eluvial and colluvial cover.

The geological evidence observed in the field, combined with petrographic

studies indicate that manganese deposit of São Félix originated from supergene

processes.

Keywords: Manganese, Gondito, Supergene Processes.

iv

SUMÁRIO

AGRADECIMENTOS i RESUMO iii ABSTRACT iv ÍNDICE DE FIGURAS vii ÍNDICE DE TABELAS viii ÍNDICE DE FOTOGRAFIAS ix ÍNDICE DE FOTOMICROGRÁFIAS x 1. INTRODUÇÃO 13

1.1 Objetivos 14 1.2 Metodologia 14 1.2.1 Pesquisa Bibliográfica 14 1.2.2 Trabalhos de Campo 14 1.2.3 Estudos por Difratometria de Raio-X 15 1.2.4 Descrições Petrográficas 15

2. CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO

2.1 Localização e vias de acesso 16 2.2 Aspectos fisiográficos 17 2.2.1 Clima 17 2.2.2 Geomorfologia 17 2.2.3 Vegetação 18 2.2.4 Solos 18 2.2.5 Hidrografia 19

3. AMBIENTES TECTÔNICOS E GEOLÓGICOS 21 3.1 Cinturão Itabuna Salvador-Curaçá 24 3.1.1 Complexo Caraíba 26 3.1.2 Suíte São José do Jacuípe 26 3.1.3 Complexo Tanque Novo-Ipirá 28 3.2 Corpos Máfico-Ultramáficos 28 3.3 Corpos Granitóides 27

4. ORIGEM E CLASSIFICAÇÃO DOS DEPÓSITOS DE MANGANÊS 29 4.1 Evolução dos Depósitos de Manganês no Tempo Geológico 31 4.2 Transporte e Ambiente de Deposição 33 4.3 Deposição dos Depósitos de Manganês 34 4.4 Depósitos Hidrotermais 35 4.5 Depósitos Sedimentar 36 4.6 Depósitos de Supergênicos 37 4.7 Depósitos de Manganês no mundo 39

v

5. GEOLOGIA DO DEPÓSITO DE MANGANÊS DE SÃO FÉLIX 5.1 Rocha encaixante – Granulitos 44 5.2 Protominerio – Gonditos 50

6. CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA 6.1 Rocha encaixante – Granulitos – Enderbito 57 6.2 Protominerio – Gonditos 61

7. CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES 68 8. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 70

vi

ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 1: Mapa de situação e localização da área de estudo com vias de acesso.

............................................................................................................................. .......16

Figura 2: Bacias Hidrográficas do Estado da Bahia. Em destaque a Bacia do Rio

Paraguaçu..................................................................................................................20

Figura 3: Mapa esquemático mostrando os limites e as maiores unidades estruturais

do Cráton do São Francisco. Cinturões de dobramentos Brasilianos; BJ. - Bloco

Jequié. BS. - Bloco Serrinha. BG. - Bloco Gavião. BISC. – Bloco Itabuna-Salvador-

Curaçá. Na figura aparece destacada a área pesquisada. Adaptado de Alkmim et al.

(1993).........................................................................................................................22

Figura 4: Mapa geológico regional............................................................................23

Figura 4.1: Distribuição dos depósitos de manganês no tempo geológico. Extraído

de Borges (2012).......................................................................................................32

Figura 4.2: Áreas de estabilidade de sólidos, campo de estabilidade das fases

mineralógicas do manganês em função das condições de pH e Eh no sistema Mn-

SCO2.H2O. Extraído de Borges (2012).....................................................................35

Figura 4.3: Esquema simplificado mostrando a mobilidade relativa dos elementos

em soluções aquosas em ambiente superficial com base no potencial iônico (carga

iônica/raio iônico). Extraído de Borges (2012)...........................................................38

Figura 4.4: Localização dos principais depósitos de manganês no mundo. s áreas

manganíferas da Bahia. Beukes & Gutzmer (2006).................................................40

Figura 4.5: Localização das áreas manganíferas da Bahia. Modificado de Barbosa

(1981).........................................................................................................................43

Figura 5.1: Mapa geológico esquemático da área de estudos..................................45

Figura 5.2: Seção geológica esquemática do depósito de manganês de São

Félix............................................................................................................................51

Figura 5.3: Difratometria de Raios-X da amostra TC-01A, demonstrando a predominância da granada espessartita....................................................................56 Figura 5.4: Difratometria de Raios-X da amostra TC-01A, demonstrando a predominância da granada espessartita....................................................................56

vii

ÍNDICE DE TABELAS

Tabela 4.1: Minerais de manganês mais comuns......................................................29

Tabela 4.2: classificação dos minérios de manganês de acordo com o teor............30

Tabela 4.3: Evolução físico-química da atmosfera e hidrosfera durante o

Precambriano. Modificado e traduzido de Kasting (1978), Op.cit Borges,

(2012)....................................................................................................................... ..31

viii

ÍNDICE DE FOTOGRAFIAS

Fotografia 5.1: Rocha granulitica de granulometria fina à média, no detalhe cristal

de anfibólio.................................................................................................................46

Fotografia 5.2: Visão geral da rocha granulitica, com foliação no detalhe...............47

Fotografia 5.3: Falha cortando o Veio de quarto, com indicador de movimento

dextral.........................................................................................................................48

Fotografia 5.4: Nível máfico inserido no granulito com granada, no detalhe um

pórfiro de granada......................................................................................................48

Fotografia 5.5: Intrusão máfia de composição gabroica, inclusa no granulito, cortado

por falha com movimento aparentemente sinistral.....................................................49

Fotografia 5.6: Rocha granulitica, apresentando deformação, com dobras, zona de

cisalhamento, cinemática aparente com movimento dextral......................................49

Fotografia 5.7: Dique de granito cortando a rocha granulitica, no detalhe cristais de

cordierita no granito....................................................................................................50

Fotografia 5.8: Contato entre a encaixante e o protominério....................................53

Fotografia 5.9: Minério expostos na área sob a forma de rolados e tombados........53

Fotografia 5.10: Crosta manganifera superficial.......................................................54

Fotografia 5.11: Detalhe do Gondito alterado com crosta manganífera superficial de

habito botroidal...........................................................................................................54

Fotografia 5.12: Amostra de mão do protominerio, com alterção evoluindo da borda

para o centro. No detalhe espessartita em alterção para oxid de manganês............55

ix

ÍNDICE DE FOTOMICROGRAFIAS

Fotomicrografia 1: Grãos de Cpx-Clinopiroxênio; Pl-Plagioclsio; Ap-Apatita e Op-

Opacos, visão geral da lâmina onde os minerais apresentam-se normalmente com

contato curvo entre si. A) imagem com nicóis cruzados. B) Imagem em luz plana.

Aumento= 100X. Amostra: TC-04..............................................................................56

Fotomicrografia 2: Cristais de Cpx-Clinopiroxênio e Qtz-Quartzo de forma

alongada, ambos presentando em sua maioria contato curvo com o Pl-Plagioclasio,

e por vezes contato reto. C) Imagem com nicóis cruzados. D) Luz plana. Aumento =

100X. Amostra: TC-04................................................................................................57

Fotomicrografia 3:. Cristais de Pl-Plagioclasio com geminação albita, formando

contato curvo entre os grãos e pontualmente envolvido por cristai de Cpx-

Clinopiroxênio. E) Imagem em nicóis cruzados. F) Imagem em Luz plana. Aumento=

100X. Amostra TC-06................................................................................................57

Fotomicrografia 4:. Cristais de Hbl-Hornblenda om pleocroismo marrom, grãos

xenoblásticos assim como o Opx-Ortopiroxênio, Grão de Pl-Plagioclasio sem

geminação. A) Imagem com nicóis cruzados. B) Imagem em Luz plana. Aumento=

100X. Amosta TC-06..................................................................................................58

Fotomicrografia 5: Cristai de Kfs – K-Feldspato/ microclima, quartzo apresentando

alteração, cristais de Pl-Plagioclasio com geminação albita. I) Imagem com nicóis

cruzados. J) Imagem com luz plana. Aumento= 100X...............................................59

Fotomicrografia 6: Grãos de Kfs – K-Feldspato/ miroclina envolvendo o Cpx-

Clinopiroxênio; Pl-Plagioclasio, presença do Zr-Zircão como mineral acessório. L)

Imagem com nicóis cruzados M) . Imagem com luz plana. Aumento = 100X. Amosta

TC-06..........................................................................................................................60

Fotomicrografia 7: Cristais de Bt- biotita titanifera em processo de alteração, em

contato com Op-opacos e grãos de Kfs – K-Feldspato/ miroclina e Pl-Plagioclasio.

A) Imagem com nicóis cruzados. B) Imagem com luz plana. Aumento = 100X.

Amosta TC-03............................................................................................................60

Fotomicrografia 8: Cristais de Grt-Granada fraturados, com frarura preenchidas por

Op- pacos. Observa-se que tanto a granada quando o piroxebio quetão em processo

de alterção. A) Imagem com nicóis cruzados. B) Imagem em luz plana. Aumento=

100X...........................................................................................................................61

x

Fotomicrografia 9: Amosta TC-01. C) Cpx-Clinopiroxênio; Op- Opacos; Grt-

Granada (nicóis cruzados). Aumento= 100X. D) Cpx-Clinopiroxênio ; Op- Opacos;

Grt-Granada (Luz plana). Aumento = 100X...............................................................62

Fotomicrografia 10: Cristais de Cpx-Clinopiroxênio (Piroxmanguita?), sendo

alterado para oxido de manganês (Op- Opacos), contato curvo do piroxênio com o

gãos de Grt-Granada espessartita), que também esta em alteração. A) Imagem com

nicóis cruzados. B) Imagem em luz plana. Aumento= 100X.....................................62

Fotomicrografia 11: Cristais de Cpx-Clinopiroxênio; alterando para óxidos, Grt-

Granada fraturada, no centro mineral Op – opaco produto de alteração da

espessrtita e do clinopiroxenio. G) Imagem com (nicóis cruzados. H) Imagem em luz

plana. Aumento= 100X...............................................................................................63

Fotomicrografia 12: Grãos de Grt-Granada (espessartita), subedricos, em contato

com mineral Cpx-Clinopiroxênio (piroxmanguita), ambos alterando para oxido (Op-

Opacos). A) Imagem com nicóis cruzados. B) Imagem em luz plana. Aumento=

100X...........................................................................................................................63

Fotomicrografia 13: Porfiroblastos de Grt-Granada fraturados, e Cpx-Clinopiroxênio

farturados e se transformando em óxidos de manganês. C) Imagem com nicóis

cruzados. D) Imagem em luz plana. Aumento= 100X. Amosta TC-7A.....................64

Fotomicrografia 14: Visão geral do protominerio de manganês em processo de

alteração, cristais de. Cpx-Clinopiroxênio e Grt-Granada alterando para oxido de

manganês, cristais totalmente fraturados, com fratura preenchida por Op- Opacos.

Presença do quartzo com extinção ondulante em contato curvo com a granada. G)

Imagem com nicóis cruzados. H) Imagem em luz plana. Aumento= 100X. Amostra

TC-7A.........................................................................................................................65

Fotomicrografia 15: Cristal de Cpx-Clinopiroxênio ( piroxmanguita?), muito

fraturado, com fraturas preenchdas por Op- Opacos. L) Imagem com nicóis

cruzados. M) Imagem em Luz plana. Aumento = 200X............................................65

Fotomicrografia 16: Grãos de Cpx-Clinopiroxênio (Piroxmanguita) e Grt-Granada

(Espessartita), fraurados com fraturas preenchidas por minerais Op- Opacos. C):

Imagem com luz refletida. D) imagem com nicóis cruzados. Aumento= 100X.

Amostra TC-11...........................................................................................................66

Fotomicrografia 17: Fotomicrografia com feições de alterção dos minerais Cpx-

Clinopiroxênio (Piroxmanguita) e Grt-Granada (Espessartita), minerais com fraturas

xi

preenchida por op-opacos. A) Imagem com luz refletida. B) imagem com nicóis

cruzados. Aumento= 200X. Amostra TC-12...............................................................66

13

1. INTRODUÇÃO

O embasamento do Cráton do São Francisco é formado por um conjunto

de quatro blocos arqueanos que sofreram sucessivos mecanismos tectônicos de

acresções crustais e/ou colisões continentais no sentido NW-SE no final do

paleoproterozóico (Barbosa, 2003), posteriormente foi consolidado e delimitado no

final do neoproterozóico. Integram esse conjunto: O Bloco Gavião, Bloco Jequié,

Bloco Serrinha e o Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá. (Barbosa & Sabaté, 2003).

A área de estudo está inserida no Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá

(OISC) cuja origem está relacionada ao estágio final da colisão do tipo continente-

continente de 2.0Ga resultante da edificação de um arco continental e geração da

cadeia de montanha, sendo expostas as suas raízes devido a processos erosivos.

As rochas do OISC estão distribuídas nas seguintes unidades: Complexo Caraíba,

Suíte São José do Jacuípe e Complexo Tanque Novo-Ipirá, além de granitóides

intrusivos sin, tardi a pós-tectônicos.

Os depósitos de manganês da área de estudo ocorrem encaixados em rochas

granulitica do Complexo Caraíba, de idade arqueana/paleoproterozóica,

provenientes da granulitização de rochas primitivas.

O manganês é o quarto metal mais utilizado no mundo, depois de ferro,

alumínio e cobre, sendo um dos elementos básicos do aço, utilizado também como

desintoxidante e dessulfurante.

Há registro de dezenas de pequenos depósitos de manganês no OISC,

sendo que a maioria dos depósitos de manganês da Bahia é de natureza

supergênica.

A área de estudo do depósito de manganês de São Felix tem extensão de

aproximadamente 800m e direção geral NNW-SSE. O minério apresenta-se em dois

tipos, descritos como minério “in situ” e minério rolado que são fragmentos

desagregados do minério “in situ” e se apresentam de variados tamanhos estando

distribuídos no material de cobertura eluvionar e coluvionar.

14

1.1 OBJETIVOS

O objetivo desse estudo é proceder à caracterização geológica, petrográfica e

considerações genéticas do depósito de manganês localizado na cidade de São

Felix- Bahia.

Pesquisar os processos geológicos e metalogenéticos que atuaram na

construção do depósito, bem como determinar o ambiente geológico.

Como objetivos específicos, foi realizado o mapeamento geológico da área de

trabalho e caracterização do minério e da rocha encaixante.

1.2 METODOLOGIA

1.2.1 Pesquisa Bibliográfica

Nessa etapa foi realizado o levantamento bibliográfico dos trabalhos publicados

sobre o tema como: artigos, livros, projetos, teses e resumos. Pesquisas

relacionadas ao contexto geológico da área de estudo em âmbito geológico regional

e local, aspectos fisiográficos, aspectos evolutivos da geologia regional e estudos

sobre a faciológia do manganês, sua geologia, paragênese, efeitos do metamorfismo

e alterações intempéricas.

1.2.2 Trabalhos de Campo

As etapas de campo foram realizadas em 2 dias, tiveram como objetivo o

reconhecimento da área de trabalho visando à identificação das unidades litológicas

e estruturais. Além da coleta das amostras da rocha encaixante, do minério e do

protominério para confecção de lâminas para estudo petrográfico (seção delgada e

polida), caracterização da litologia e estudo mineralógico por Difratometria de

15

Raios-X. Nessa etapa também foi feito um mapa geológico simplificado da área de

estudo.

1.2.3 Estudos por Difratometria de raio-X

A Difratometria de Raios-X (DRX), é uma técnica que se baseia na interação

da radiação X (produzida pela excitação de algum metal) como matéria cristalina, a

qual tem capacidade de refletir os raios X em direções cristalográficas preferenciais

e que são típicas para cada espécie mineral.

As analises de DRX foram realizadas em 5 amostras de protominério

pulverizado, (TC-01A, TC 01B, TC 08, TC 09 e TC 10), analisadas no laboratório de

difração de Raios-X do Instituto de Geociências da Universidade Federal da Bahia,

através do RIGAKU, modelo D/MAX 2a, no Instituto de Geociências da Universidade

Federal da Bahia.

1.2.4 Descrições Petrográficas

Foram confeccionadas um total de 7 laminas, sendo 5 seções delgadas e 2

seções polidas, que foram estudadas em microscópio óptico através de luz

transmitida e refletida. Foram descritas utilizando o microscópio petrográfico no

laboratório de Mineralogia e Petrologia do Instituto de Geociências da Universidade

Federal da Bahia. As lâminas foram separadas em: rocha encaixante (TC-04, TC-06

e TC-12) e protominério (TC-01 e TC-07A, TC-10 e TC-11).

16

2. CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO

2.1 Localização e vias de acesso

A área de estudo está localizada na região do município de São Félix – Bahia,

localizado a 110km de distância da cidade de Salvador. O acesso à área, partindo

de Salvador, é pela BR-324, entrando na BR-420 e seguindo para o município de

Cachoeira, pela mesma rodovia. No município de Cachoeira, atravessa a ponte D.

Pedro II para São Félix. Outra opção é pela BR 101, que também liga o município de

Feira de Santana a São Félix (Figura 1).

Figura 1- Mapa de situação e localização da área de estudo com vias de acesso.

17

2.2 ASPECTOS FISIOGRÁFICOS

2.2.1 Clima

A região estudada apresenta clima quente tropical úmido, a temperatura

média anual de 25°C e pluviosidade anual variando entre 1200 e 1300 mm (SEI

2000).

De acordo com a classificação de Köppen, a região apresenta dois domínios

climáticos: Af –clima tropical úmido ou Clima equatorial e Aw- Clima tropical com

estação seca no inverno.

2.2.2 Geomorfologia

Grande parte da região onde está situada a área de trabalho é classificada

como Domínio dos Planaltos Cristalinos, sendo esse domínio subdividido em:

Planalto soerguido, Planalto Rejuvenescido e Planalto Rebaixado. A área estudada

está inserida na região de Planalto Rebaixado, com relevo topograficamente

rebaixados em relação ao Planalto soerguido e tem altitudes decrescente em

direção ao litoral. A região sofre intensa dissecação, favorecida pelo clima tropical

úmido e superúmido, e caracteriza-se por uma profunda alteração das rochas, sendo

que a umidade e a densidade da drenagem aumentam com direção ao litoral (Silva,

1981).

Regionalmente a superfície Paraguaçu formada a partir da erosão da

superfície anterior, começou a ser esculpida no pleistoceno com a abertura de vales

de erosão próximos a costa atlântica.

A falha de Maragogipe é o maior acidente estrutural da área, localizado a

oeste do “graben” onde se desenvolveu a Bacia do Recôncavo, tem orientação N_S

e está relacionado aos processos de abertura do “rift” do Atlântico (Ailon, 1992).

A unidade geomorfológica de tabuleiros pré-litorâneos, é uma unidade

topograficamente rebaixada que compreende relevos dissecados, tem erosão

dissecado intensa, pode apresentar espesso manto de alteração sobre saprolito de

rocha, cobertura de latossolo correspondente a material coluviar vermelho-

18

amarelado que pode chegar a dois metros. Na região é comum a presença de vales

e sulcos estrutural.

2.2.3 Vegetação

A vegetação primitiva da região é a Floresta Ombrófila Densa e em seus

limites é comum a ocorrência da unidade de vegetação Floresta Estacional Decidual,

que pode ser dividida em duas sub-unidades: Floresta Decidual Submontana e

Floresta Decidual Montana.

Floresta Ombrófila Densa é constituída por fanerófitas ombrófilas sem

resistência à seca, geralmente apresentando as gemas foliares desprotegidas. Sua

folhagem é sempre verde, é uma unidade de vegetação que ocupa áreas mais

próximas ao litoral, com curto período de seca (de 0 a 2 meses secos) durante o ano

e temperaturas acima de 25°C (Silva, 1981).

Essa unidade de vegetação esta quase que em sua totalidade devastada e ao

longo do tempo vem sendo substituída com a introdução de extensas pastagens

para a pecuária.

A devastação da Floresta Ombrófila Densa, teve início com a ocupação

portuguesa, através da retirada e tráfico de pau-brasil, seguindo-se o ciclo agrícola

da cana-de-açúcar, fumo, laranja e a expansão das ocupações para áreas do

entorno da Baía de Todos os Santos, adentrando o continente através dos estuários

dos rios Paraguaçu, Jaguaripe e Subaé.

A área de trabalho esta classificada como área antrópica, utilizada para

criação de gado bovino.

2.2.4 Solos

O solo representa um corpo limítrofe entre a litosfera e a atmosfera,

constituído por material orgânico e material mineral, resultantes das interações dos

fatores de formação como: relevo, clima, material de origem, organismos e tempo.

19

A região onde está inserida a área de trabalho predominam duas classes de

solo: Latosolo Amarelo Álico e Podzólico Vermelho Amarelo Álico

Latosolo amarelo álico – é comum relacionar essa classe de solo com as

regiões da unidade geomorfológica dos tabuleiros costeiros. São solos que

apresentam horizonte B latossolico, solos não hidromórficos, ácidos, profundo a

muito profundos, com boa permeabilidade, boa porosidade, forte a moderadamente

drenados, baixa relação textural, pouca diferenciação entre os horizontes (Silva,

1981).

Em sua maioria apresentam classe de textura argilosa a muito argilosa,

relacionadas com fases de relevo plano e suave ondulado, constituído por

sesquióxidos, geologicamente essa unidade apresenta-se sobre o Neógeno da

Formação Barreiras. (Silva, 1981).

Espodossolos Vermelho Amarelo Álico - são solos que apresentam horizonte

B textural, não hidromórficos, os álicos apresentam saturação com alumínio superior

a 50%. Apresentam sequências de horizontes A, Bt e C onde foram observadas no

horizonte A classe e textura arenosa, média e argilosa, no horizonte Bt classe

média, argilosa e muito argilosa. Essa unidade encontra-se distribuída sobre relevos

planos, suave ondulado, ondulado, forte ondulado, e montanhoso (Silva, 1981).

2.2.5 Hidrografia

A área de estudo está inserida na bacia hidrográfica do Rio Paraguaçu, que

drena uma área de aproximadamente 56.000km2 (Figura 2). A bacia do Rio

Paraguaçu localiza-se em território baiano apresentando como limite natural, ao

norte as bacias dos rios São Francisco e Itapicuru, ao sul as bacias dos rios de

Contas e Recôncavo Sul, e a leste as bacias dos rios Inhambupe e Recôncavo

Norte. O Rio Paraguaçu é o principal afluente da Baía de Todos os Santos.

Na cabeceira do estuário do Rio Paraguaçu foi construído a represa de Pedra

do Cavalo, que foi implantada na década de 1980 para duas importantes funções, a

captação de água para abastecimento urbano fornecendo água potável para região

metropolitana de Salvador, (entre outras), e controle das enchentes nas cidades de

São Félix e Cachoeira.

20

As principais atividades na bacia do rio Paraguaçu são: a agropecuária,

associada à agricultura e ao extrativismo ocorrendo em toda a bacia hidrográfica, a

exploração mineral ocorrendo principalmente no alto do curso do rio e pastagens. O

baixo curso do Rio Paraguaçu se desenvolve em um vale encaixado de rochas

cristalinas, que sustentam um relevo com altitudes de até 220m.

Figura 2: Bacias Hidrográficas do Estado da Bahia. Em destaque a Bacia do Rio Paraguaçu.

21

3. AMBIENTES TECTÔNICOS E GEOLÓGICOS

O Cráton do São Francisco teve seu embasamento consolidado ao termino

do ciclo Orosiriano-Riaciano com uma grande extensão territorial, ocupando o

estado da Bahia em quase sua totalidade, além de porções dos estados de Minas

Gerais, Sergipe, Goiás e Pernambuco. Na figura 3, observa-se um mapa

esquemático mostrando os limites e as maiores unidades estruturais do Craton, e o

posicionamento da área de estudos.

Na maior parte do estado da Bahia o Craton do São Francisco é constituído

por duas unidades: embasamento cristalino e cobertura plataformal.

A área de estudo está situada em região granulítica de idade arqueana/

paleoproterozóica, denominada de cinturão móvel da Costa Atlântica ou domínios

costa atlântica. Estudos mostram que as rochas metamórficas dessa área foram

provenientes da granulitização de rochas primitivas, vulcânicas e/ou plutônicas,

originadas de magmas shoshoniticos, toleiticos e cálcio-alcalinos, com uma

disposição espacial que permite aventar a existência, pré-granulitização, de um

ambiente geotectônico de arco insular ou margem continental ativa, arqueano

(Aillon, 1992).

O embasamento cristalino do Craton é composto por: enderbitos, charno-

enderbitos e charnockitos, sequências metavulcano-sedimentares representada por

vulcanitos/plutônicos básicos, intermediários e ácidos, quartzitos e kinzigitos,

gonditos, formações ferríferas bandadas, rochas calcossilicaticas, rochas máfica-

ultramáficas, gnaisse, migmatitos, anfibolitos, corpos graníticos, complexos

sedimentares, além de terrenos de baixo grau metamórfico que englobam os

terrenos “Greenstone Belts”. A cobertura plataformal do Craton é constituída por

rocha vulcânicas felsicas, sedimentos vulcanoclasticos, metarenitos folhelhos,

margas, níveis conglomeraticos, metassiltitos, rochas carbonático-pelitica (Rocha

1985).

A cobertura sedimentar fanerozóica, também representando a geologia

regional dá área, pelos sedimentos da bacia do Recôncavo de idade mesozóica.

São sedimentos jurássicos do Grupo Brotas, constituídos pelas Formações Sergi e

Aliança, representados respectivamente por arcósio, sedimento arenoso fino a

22

Figura 3: Mapa esquemático mostrando os limites e as maiores unidades estruturais do Cráton do São Francisco. Cinturões de dobramentos Brasilianos; BJ. - Bloco Jequié. BS. - Bloco Serrinha. BG. - Bloco Gavião. BISC. – Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá. Na figura aparece destacada a área pesquisada. Adaptado de Alkmim et al. (1993).

conglomeratico rico em estratificações e folhelhos, evaporitos e arenitos

conglomeraticos.

O Grupo Santo Amaro também está representado no mapa regional, constitui

sedimentos do Cretáceo Inferior, na base tem-se a Fm. Itaparica e no topo a Fm.

Candeias que apresentam depósitos lacustrinos e fluviais que são separados por

uma paraconformidade dos sedimentos eólicos e fluviais referente à Fm. Água

Grande e dos folhelhos lacustres de tom escuro, localizados na base da Fm.

Candeias pertencente ao Mb. Tauá (Barbosa & Dominguez, 1996).

O Grupo Barreiras, representa a cobertura sedimentar do Terciário depositada

no Plioceno Inferior ao Superior, ocorrendo em praticamente toda a costa brasileira e

localiza-se separado ou adjacente à linha de costa pelas coberturas quaternárias. É

composto por sedimentos não a pouco consolidados, apresentando duas unidades

sedimentares que se referem a ambientes deposicionais distintos. A base flúvio-

lacustre é composta por areias finas a grossas e argilas variegadas. Já o topo de

fluxo de detritos é um arenito grosso a conglomerático com matriz caulinítica (Vilas

Boas et al., 2001).

23

As coberturas sedimentares quaternárias são representadas por: Depósitos

de Leques Aluviais, Terraços Marinhos Pleistocênicos, Terraços Marinhos

Holocênicos, Depósitos Eólicos, Depósitos Flúvio-Lagunares, Depósitos Aluvionares,

Faixa de Praia Atual (Barbosa & Dominguez, 1996).

Na figura 3, mapa geológico regional da área de trabalho, posicionado na

porção leste do Orógeno Itabuna Salvador Curaçá, especificamente no Complexo

Caraíba (Figura 4).

Figura 4: Mapa geológico regional. (Base da CPRM ,em escala 1:1.000.000).

24

3.1 Cinturão Itabuna Salvador-Curaçá

O Cinturão Itabuna Salvador-Curaçá é uma das unidades geotectônicas

que compõem o embasamento do cráton São Francisco com formato alongado na

direção N-S que se estende por cerca de 800km no estado da Bahia.

Ele é balizado, a leste, pelo Bloco Serrinha e a oeste, pelo Bloco Gavião e

pelo Bloco Jequié. Corresponde a uma faixa móvel estruturada no

paleoproterozóico, sendo constituída por rochas metamórficas de alto grau, da fácies

granulito/anfibolito alto, com a maioria dos protólitos gerados no Arqueano (Kosin et

al. 2003).

Este bloco abrange o denominado Cinturão Costeiro Atlântico (Cordani 1973)

e o Cinturão Móvel Salvador-Curaçá (Santos & Souza 1983). O primeiro estende-se

desde a região sul da Bahia até as imediações da cidade de Salvador, sendo

chamado por Barbosa & Sabaté (2002) de Bloco Itabuna- Salvador.

A partir do paralelo de Salvador para norte essa faixa de granulitos se bifurca

em dois ramos: o oriental, que conforma o Cinturão Salvador-Esplanda (Barbosa &

Dominguez 1996), e o ocidental, que se projeta até o Rio São Francisco, nesse caso

levando o nome de Cinturão Móvel Salvador-Curaçá (Santos & Souza, 1983).

O OISC é formado pelos Complexos Tanque Novo–Ipirá, Complexo

Caraíba e Suíte São José do Jacuípe, além de diversas gerações de granitóides

(Kosin et al., 2003).

Segundo Melo et al. (1995), o cinturão Salvador–Curaçá foi gerado em

regime transpressivo, compreende uma zona de cisalhamento dúctil, e evoluiu

segundo episódios reversos e transcorrentes progressivos. Tais processos

ocasionaram uma lenticularização das unidades, que se encontram imbricadas

tectonicamente e são controladas por zonas de cisalhamento sinistrais. Estas zonas

de cisalhamento delimitam o cinturão, separando-o dos terrenos arqueanos e

paleoproterozóicos adjacentes. Elas compõem uma estrutura em flor positiva

assimétrica, cujas massas rochosas cavalgaram o Bloco Serrinha, a leste, e o

fragmento de Mairi e o Complexo Saúde, a oeste (Melo et al. 1995).

Segundo Barbosa & Sabaté (2003), o orógeno é formado por pelo menos

quatro grupos de tonalitos/trondhjemitos, sendo três de idade arqueana e um de

idade paleoproterozóica.

25

O Cinturão Itabuna Salvador-Curaçá é considerado terreno de alto grau

onde foi submetido a metamorfismo de altas temperaturas atribuído ao

espessamento crustal ocorrido na região devido à colisão que envolveu blocos

arqueanos, esse metamorfismo de alto grau pode ter provocado desequilíbrio de

concentrações minerais. Porem, deformações e processos metamórficos podem

interferir em corpos mineralizados. Em todo o mundo existe associação de depósitos

minerais a terrenos granuliticos com mineralizações de Mn, Ti, Cu, Ni, Zn, Pb, Cr

(Teixeira, 1997).

3.1.1 Complexo Caraíba

O Complexo Caraíba é a principal unidade litoestratigráfica do Orógeno

Itabuna Salvador-Curaça. Litotipos do Complexo Caraíba formam lentes imbricadas

tectonicamente em rochas do Complexo Tanque Novo-Ipirá, da Suíte São José do

Jacuípe, e granitóides intrusivos. Segundo (Kosin et al., 2003), é uma suíte bimodal

metamofisada em fácies granulito, onde o polo félsico é composto por ortognaisses,

enderbítico, charnoenderbítico e por vezes charnockítico, cinza a esverdeados e o

polo básico é composto por lentes gabro-dioríticas. Além dessas composições

Figueiredo (1981), classifica o Complexo Caraiba como: hiperstênio–tonalitos,

hiperstênio–trondhjemitos, hiperstênio–dioritos, hiperstênio–monzodioritos,

hiperstênio–quartzodioritos e hiperstênio–sienogranitos.

Pelo método de datação U-Pb (SHRIMP) em cristais de zircão de

ortognaisses do Complexo Caraíba Silva et al. (1997) e Oliveira et al. (2010)

revelaram núcleos com idades ígneas no intervalo 2695-2574 Ma e bordas de

metamorfismo entre 2072 e 2074 Ma. Segundo Oliveira et al. (2010) características

geoquímicas de elementos traço e dados de isótopos de Nd indicam que os

gnaisses desse complexo são de ambiente de arco continental.

3.1.2 Suíte São José do Jacuípe

É composta por uma associação máfica-ultramáfica, de gabronorito com

níveis cumuláticos, ferrogabros, peridotitos, piroxenitos e ocorrência subordinada de

leucogabros (Kosin et al., 2003).

26

As rochas da Suíte São José do Jacuípe ocorrem na forma de lentes

descontínuas com direções N-S a NNW-SSE, imbricadas tectonicamente com

rochas dos complexos Caraíba e Tanque Novo-Ipirá.

Teixeira (1997) considerou que a Suíte São José do Jacuípe representaria

os restos de uma crosta oceânica antiga, de linhagem toleítica, sendo rochas

pertencentes às primeiras fases marinhas da abertura de um rifte.

3.1.3 Complexo Tanque Novo-Ipirá

O Complexo Tanque Novo-Ipirá é definido por Kosin et al. (1999), como

uma seqüência vulcanossedimentar metamorfizada na fácies anfibolito a granulito e

evoluída provavelmente do Arqueano ao Paleoproterozóico. Esse complexo é

constituído por paragnaisses aluminosos, rochas calciossilicáticas, quartzitos,

formações ferríferas, xistos grafitosos, metabasitos e metaultrabasitos. Os

paragnaisses aluminosos foram subdivididos em: (a) gnaisses kinzigíticos

portadores de fases alumino–magnesianas como safirina, ortopiroxênio, silimanita e

cordierita e (b) gnaisses granadíferos semelhantes a leucogranitos do tipo S

(Loureiro, 1991).

Sobre a geocronologia do Complexo Ipirá não existem dados, porem, Leite

et al. (2009), estudando a paragênese metamórficas em paragnaisses aluminosos

do Complexo Ipirá, atribuiu a formação de ortopiroxênio ao metamorfismo

granulítico, sendo que as idades obtidas em grãos de monazita indicaram que esse

metamorfismo de alta temperatura ocorreu no intervalo 2,08–2,05 Ga. Já á

substituição parcial do ortopiroxênio por hornblenda e biotita ele descreveu como

retrometamorfismo em fácies anfibolito. Os protólitos do Complexo Ipirá são

interpretados como sendo originados de uma cobertura plataformal

paleoproterozóica (Teixeira et al. 2000).

3.2 Corpos Máfico-Ultramáficos

Os corpos máfico-ultramáficos se apresentam com dimensões variadas.

São classificados como Piroxenito maciço, norito e melanoritos bandados com

intercalações de piroxenito, norito e gabronorito.

27

Os Corpos Máfico-Ultramáficos de maior importância no Cinturão Itabuna

Salvador-Curaçá estão localizados no Vale do Rio Curaça, são corpos mineralizados

em cobre extraídos pela Mineração Caraíba. Segundo Mandetta (1982 apud Sá &

Reinhardt 1984), são rochas máfico-ultramáficas, na base ocorre piroxenito maciço,

norito e melanorito bandados, sulfetos de cobre maciço e disseminado ocorrem

associados ao piroxenito e subordinadamente, ao melanorito, com maiores teores

nas porções basais. No topo ocorrem norito e gabronorito, localmente bandados.

A sequencia de Corpos Máfico-Ultramáficos associados ao Complexo

Caraíba e ao Complexo Tanque Novo-Ipirá, foram interpretados como sills

diferenciados, originados a partir de magma basáltico-toleítico que intrudiram rochas

supracrustais (Kosin et al. 2003).

Os noritos da mina de cobre da Caraíba teve datação obtida pelo método

U-Pb SHRIMP em zircões com idade de 2580Ma (Oliveira et al. 2002).

3.3 Corpos Granitóides e sieníticos

Os corpos granitóides que ocorrem no Cinturão Itabuna Salvador-Curaçá são

classificados por suas características geoquímicas e de acordo com o alojamento

em relação às fases deformacionais, podem ser sintectônicos, pós-tectônicos e sin a

tarditectônico.

Os granitoides sintectônico classificados como metaluminosos,

subalcalinos e pertencentes à suíte monzonítica, são formados pela mistura de

magma alcalino e magma proveniente de fusão crustal. São corpos que tem em sua

composição orto-augengnaisses granulíticos, monzoníticos a quartzomonzoníticos,

porfiroclastos de feldspatos potássico. Possuem enclaves máficos e xenólitos de

rochas do Complexo Caraíba. Estes corpos foram considerados por Melo et al.

(1995) como tarditangencial a sintranscorrência. Datações U-Pb (SHRIMP) apontam

idade de 2.126 Ma Silva et al. (1997).

Os corpos granitoides classificados como pós-tectônicos que afloram no

Cinturão Itabuna Salvador-Curaçá, são constituídos por sienogranito e monzogranito

com biotita e/ou hornblenda, granodiorito e monzonito subordinados, localmente

28

porfiríticos e por vezes com estruturas de fluxo magmático. Tem idades isocrônicas

Rb-Sr em rocha total entre 1915 e 1897Ma (Melo 1991, Otero & Conceição 1996).

Existem quatro corpos sieniticos de grade relevância no Cinturão Salvador-

Curaçá, são os maciços classificados como: maciço Itiúba, Santanápolis, Anuri e

São Félix .

Os corpos sieniticos tem idade de cristalização similar, ausência de

paragênese metamórfica, logo, propõe-se que os mesmo são posteriores ao clímax

do metamorfismo da Orogenia Transamazônica. Segundo Conceição et al. (2007),

esse corpos podem ter sido colocados simultaneamente.

O Maciço São Félix que está na região da área de estudos, tem forma

sigmoidal, com direção norte-sul por aproximadamente 16km de extensão, está

encaixado nos térreos granulitos de alto grau do Cinturão Salvador Curaça, teve

colocação por um mega cisalhamento regional de movimento sinistral sob condições

mesozonais. Seu contato com a encaixante é estruturado por falha, onde a Sul o

maciço São Felix esta em contato com os sedimentos da Bacia do Recôncavo pela

Falha de Maragogipe.

O maciço São Felix é representado facilogicamente por sienito gnáissico,

sienito porfirítico e sienito máfico (Rosa et al., 1991). O Sienito Gnáissico tem

feldspato alcalino em sua composição, bandamentos máficos e félsicos. O Sienito

Porfirítico tem geometria Augen concordantes com o bandamento e granulometria

média a grossa com cristais anédricos. Os sienitos máficos são ricos em

clinopiroxênio em menor proporção que os tipos félsico e porfirítico, também podem

ser encontrados boudinados.

A assinatura geoquímica do maciço São Felix mostra que o mesmo é de

ambiente pós-colisional e intraplaca associado à zona de subducção (Conceição et

al., 1991).

29

4. ORIGEM E CLASSIFICAÇÃO DOS DEPÓSITOS DE MANGANÊS

O manganês foi utilizado pela primeira vez como pigmento pelo homem

para pintar figuras rupestres durante o período paleolítico. Somente em 1771 foi

reconhecido como elemento químico pelo sueco Carl Wilhelm Scheele. Esse

elemento químico se encontra na natureza na forma de óxidos, silicatos,

carbonatos, e menos comumente, sulfetos (Roy 1997).

Existe uma grande variedade de minerais de manganês, na tabela 4.1,

constam os minerais de manganês mais comuns.

Tabela 4.1: Minerais de manganês, suas fórmulas e composições químicas (Sampaio e Penna, 2002; Harben, 1996).

30

A classificação dos minérios de manganês é feita pela tipologia e teor do

elemento manganês, e relação aos outros minerais que o acompanham. Podendo

ser de alto teor quando apresenta mais de 40% de Mn ou baixo teor quando

apresenta menos de 30% de Mn geralmente classificados como protominério. Na

tabela 4.2, a classificação dos minérios de manganês de acordo com o teor.

O manganês tem grande importância para a indústria, sendo, em termos de

quantidade, o quarto metal mais usado ficando abaixo apenas do ferro, alumínio e

cobre. Hoje 30% do manganês é usado na siderurgia e 70% são usados como

elemento de liga, sendo que a maior parte do manganês é empregado para a

obtenção de liga ferromanganês obtida redução do óxido de ferro, Fe2O3, e do

dióxido de manganês, MnO2. Também é produzido o ferro-silicio-manganês, uma

liga com 60-70% de manganês e 15-30% de silício.

Tabela 4.2: classificação dos minérios de manganês de acordo com o teor

31

4.1 Evolução dos Depósitos de Manganês no Tempo geológico

Os depósitos de manganês estão distribuídos ao longo do todo tempo

geológico com ocorrências no Arqueano, Proterozóico e Fanerozóico.

No arqueano esses depósitos foram formados por associação de formações

ferríferas e metais-base, surgiram por volta de 3.0Ga. No Brasil existe registro de

depósitos de manganês hospedados em rochas metassedimentares de 2.8 e

2,9Ga, (Roy 2000).

Entre o arqueano e o paleoproterozóico a Terra ofereceu as condições mais

favoráveis para a deposição de manganês, sobretudo, entre as idades de 2.4 e 1.9

Ga, onde passou a predominar um ambiente oxidante, tanto na atmosfera quanto

na hidrosfera (tabela 4.3).

Estes dados foram confirmados por Veizer et. al. (1989) e por Roy (2006),

os quais demonstram que os principais depósitos de manganês do Pré-cambriano

são do final do arqueano até o final paleoproterozóico (Figura 4.1).

Tabela 4.3: Evolução físico-química da atmosfera e hidrosfera durante o Pré-cambriano. Extraído

de Borges (2012)

32

De acordo com (Roy 1997, 2000), as ocorrências de depósitos de

manganês no Arqueano em relação aos de sulfetos são muito menores, isso por

causa da baixa disponibilidade de oxigênio na terra, além das características da

atmosfera e hidrosfera, já que a evolução dos depósitos de manganês está

relacionada a eventos climáticos, biológicos e geológicos. A hidrosfera no período

arqueano tinha característica redutora, e isso contribuiu para dissolução e

acúmulo de manganês (Roy 1997, 2000).

No proterozóico se destacam as maiores ocorrências de manganês, e onde

são encontrados os depósitos com maior volume. Segundo Roy (1997), os

depósitos de manganês de maior potencial e volume ocorrem no proterozóico,

associados com formações ferríferas bandadas (BIF). Essas ocorrências estão

relacionadas à disponibilidade de oxigênio, estabilidade da atmosfera e

estratificação dos oceanos. O Mn2+ dissolvido era concentrado em ambiente

anóxico de águas profundas, verticalmente por advecção-difusão ocorre a

migração para interface redox e atingindo concentrações máximas, onde

partículas óxido-hidróxido de manganês são formadas pela oxidação do Mn+2, que

retornam para a superfície anóxica onde é depositada.

Figura 4.1: Distribuição dos depósitos de manganês no tempo geológico. Extraído de Borges

(2008).

33

Os depósitos de manganês podem ser classificados como: hidrotermal,

sedimentar e supergenico Roy (1981). Os depósitos sedimentares são

subdivididos em vulcanogênicos, e não-vulcanogênicos.

4.2 Transporte e ambiente de deposição

Segundo Roy, (2006), o ciclo do manganês envolve fonte, transporte,

deposição e intemperismo. Todos estes fatores são influenciados pelo clima,

geoquímica dos oceanos e nível do mar.

O manganês é geoquimicamente móvel e migra em águas superficiais e

subterrâneas. O teor médio de manganês da água do rio é muito baixo, porem a

contribuição bruta de manganês para as bacias de hoje através dos rios é

considerável. O mar Negro e o mar Azov recebem anualmente cerca de 210 000

toneladas de manganês através da descarga do rio (Sapozhnikov, 1970).

O manganês pode migrar em solução, na forma de partículas e na forma de

complexos orgânicos em proporções variáveis. Para Strakhov (1969) e

(sapozhnikov (1970), o manganês dissolvido que é o principal responsável pela

formação dos depósitos.

O nível de oxigênio e pH no ambiente deposicional são fatores primordiais

para a solubilidade e precipitação do manganês. Os óxidos e hidróxidos de

manganês são mais solúveis que os óxidos e hidróxidos de ferro para qualquer pH

e Eh. O manganês tende a ser levado em solução mais facilmente e permanece

mais tempo em solução do que o ferro (Barbosa, 1981).

Fe e Mn podem migrar como humatos ou outros complexos, tais como

complexos de bicarbonato na água subterrânea anaeróbia e em águas de

superfície ligeiramente ácidas (Roy, 1981).

A estreita relação entre o ambiente fisiográfico e tectônico sobre os

continentes, e a mobilidade geoquímica de elementos diferentes, incluindo Fe e

Mn foi sublinhado por Strakhov (1969). A série de mobilidade geoquímica indica

uma tendência para que os elementos se dispuserem em ordem de mobilidade

progressiva, onde os parâmetros físico-químicos do Eh e pH são os principais

fatores de controle em meio aquoso, de manganês.

34

4.3 Deposição dos depósitos de manganês

A deposição do manganês pode ser na forma de carbonatos, hidróxidos,

silicatos, óxidos ou sulfetos, isso depende do ambiente deposicional e dos

parâmetros físico-químicos do ambiente de sedimentação.

A presença de matéria orgânica pode afetar no comportamento das

condições exógenas no momento da deposição, dessa forma a deposição de

manganês é governada pela disponibilidade de oxigênio e da matéria orgânica

livre nas bacias sedimentares, (Borges, 2008).

Os parâmetros físico-químicos do Eh e pH é que controlam a separação do

manganês e do ferro durante a deposição, sendo determinantes também para

modificar a faciologia do protominério. Segundo Roy (2006), a deposição do

manganês se dá geralmente em condições oxidantes e pH levemente básico. Em

ambiente redutor, Fe (OH)2 é separado em condições de pH acido, e o Mn(OH)2 é

precipitado em condições de pH básico.

Segundo Hem (1963), a taxa de oxidação e precipitação de Mn a partir de

uma solução aerada cresce com o aumento do pH e reduz-se pela presença de

HCO3 e SO4. Esse autor após estudos de fase de equilíbrio do manganês, em

sistema de água em temperatura ambiente e pressão, mostrou áreas de

estabilidade para os sólidos e a solubilidade do Mn e as formas dominantes de

soluto.

Foram considerados varias possibilidades de condições do meio em termos

de Eh e pH, de acordo com Krauskopf & Bird (1995). Em condições de pH

superior a 5 pode haver a deposição do manganês, desde que as condições

sejam oxidantes, com formação de pirolusita, manganita, criptomelana, dentre

outros óxidos de alta valência, porem em meio é ácido este metal é móvel. Em um

sistema com as mesmas variáveis físico-químicas, mas em soluções com

presença de Mn-S-CO2-H2O, Hem (1972) já havia definido condições de

estabilidade similares ao que foi defendido por Krauskopf & Bird (1995), porém,

35

nesse caso também, admitem a deposição da alabandita (MnS) Borges (2012)

(Figura 4.2).

4.4 Depósitos Hidrotermais

Esses depósitos ocorrem devido à intensa atividade hidrotermal envolvida

na formação da crosta oceânica, transferência de grande quantidade de calor e

massa do interior da Terra para os oceanos. Os depósitos de manganês

hidrotermais podem ser relacionados a ambientes de bacias marginais rasas,

back-arc, terrenos de fore-arc, fossas adjacente a margens de placas continentais

(Roy, 1997).

Os depósitos hidrotermais são classificados como: depósitos em veio e

depósitos stratabound. Segundo Roy (1968), os depósitos em veio tem uma

grande variedade mineralógica que depende da disponibilidade de oxigênio e

Figura 4.2: Areas de estabilidade de sólidos, campo de estabilidade das fases mineralógicas do manganês em

função das condições de pH e Eh no sistema Mn-SCO2.H2O. Hem (1963), (Borges, 2012).

36

queda da temperatura para formação, portanto esses tipos de depósitos podem

ser classificados quanto às suas temperaturas de formação.

Os depósitos stratabound que são formados em bacias continentais onde

sedimentos ricos em manganês podem expulsar fluidos manganesíferos por

compactação a temperaturas menores que 100ºC e mineralizar a rocha

hospedeira (Glasby 1988). Os depósitos formados por fluidos hidrotermais estão

relacionado tanto a encaixantes magmáticas quanto sedimentares.

4.5 Depósitos Sedimentares

Segundo Roy (1992), os maiores depósitos de manganês tem origem

sedimentar e suas fontes podem ser vulcanogênica e não vulcanogênica. São

formados por uma sequência de fases ligadas ao tectonismo, evolução da

atmosfera e hidrosfera. Essas fases têm inicio no fornecimento de metal por uma

ou inúmeras fontes, passando pelo transporte para uma bacia até a deposição, ou

a concentração durante o processo de diagênese. Essa possibilidade da formação

do deposito tem origem de uma ou mais fontes torna a determinação dos

depósitos de origem sedimentar muito complexa, visto que essas fontes podem ter

origem terrígena ou hidrotermal (Roy 2006).

Barbosa (1981) subdivide os depósitos sedimentares em antigos de fonte

vulcânica e não vulcânica e modernos de fonte vulcânica e não vulcânica, sendo

que os depósitos de fonte não vulcânica podem estar associados a formações

terrígenas, carbonáticas ou ferríferas.

Os depósitos de manganês sedimentares modernos formaram-se em um

ambiente de mar profundo, em contraste com as evidências dos antigos depósitos,

que foram formados em um ambiente de margem de bacia em águas rasas (Roy

1988).

37

4.6 Depósitos Supergênicos

A formação dos depósitos de manganês supergênicos está relacionada as

condições climáticas, topografia e teor de manganês na rocha fonte. Em regiões

onde o clima é tropical úmido os depósitos de manganês podem ser gerados na

zona de intemperismo. No semiárido a formação do manganês é baixa podendo

ser formado camadas finas de oxido de manganês. Em regiões de clima

temperado, durante o intemperismo com taxa de decomposição elevada e acidez,

o manganês tem alta mobilidade sendo então carreado.

Outros fator para a mobilidade do manganês em ambientes exógenos é o

seu potencial iônico. Através do potencial iônico pode-se sugerir, que elementos

como Mn, Cu, Ni, Al e Fe formem concentrações residuais quando sujeitos às

condições superficiais com disponibilidade razoável de água, Borges (2012).

Segundo Leeder (1999) Op cit. Borges 2012, elementos com potencial

iônico menor do que três, portanto com grande raio iônico e baixa carga iônica,

são móveis em condições superficiais. Os elementos com potencial iônico superior

a dez, ou seja, com baixo raio iônico e elevada carga, também tendem a formar

complexos solúveis e que se dissolvem facilmente, porem, como pode ser

observado também na figura 4.3, cátions com valores intermediários de potencial

iônico, entre 3 e 10, tais como Cu, Mn, Mg, Fe, Ni, Al, Cr, U Th, Ti e Zr tendem a

ser insolúveis, se ligando a água para a formação de óxidos e hidróxidos estáveis

a estas condições.

38

A supergênese atua sobre os protominérios expostos a superfície como:

escarnitos, gonditos, anfibolitos manganíferos, queluzitos. Com a alteração do

protominério, ocorre a transformação dos óxidos de baixa valência, carbonatos e

silicatos em óxidos secundários de alta valência, entre esses óxidos estão a

litioforita, pirolusita, criptomelana, manganita, conforme mostrado na figura 4.2.

Segundo Barbosa (1981), os depósitos supergenicos tem modos de

jazimentos variáveis, dependendo da geometria do corpo do protominério. Esses

depósitos geralmente apresentam características como: afunilamento com a

profundidade, diminuição do teor de Mn com a profundidade e com a aproximação

da rocha encaixante.

Os principais registros de enriquecimento supergênico tem ocorrência a

partir da metade do Cenozóico até o recente. Estudos de depósitos na Austrália

realizado por Dammer, McDougall & Chivas (1999), comprovam idade de

laterização do protominério entre 52 e 7 Ma através de datações K/Ar e 40Ar/

39Ar, o que sugere processos de enriquecimento supergênico de idade Neógena,

relacionado com a formação da superfície Sul-Americana.

Figura 4.3: Esquema simplificado mostrando a mobilidade relativa dos elementos em soluções aquosas em

ambiente superficial com base no potencial iônico (carga iônica/raio iônico). Extraído de Borges (2008).

39

Os carbonatos de manganês e silicatos-carbonatos são mais favoráveis a

concentração supergênica em zonas de intemperismo, por serem mais solúveis, já

os óxidos de manganês são formados por reprecipitação, dissolução ou in situ

pela oxidação do protólito.

Os processos supergênicos estão registrados na grande maioria dos

depósitos de manganês situados em regiões de clima tropical propiciando o

enriquecimento desse elemento na zona de intemperismo.

No Brasil alguns depósitos formados por enriquecimento supergênico são

conhecidos como o deposito Serra do Navio no Amapá; deposito Morro da Mina

em Minas Gerais e o Distrito Manganífero Urandi-Licinio de Almeida na Bahia,

onde os processos supergênicos transformou a granada espessartita em óxidos

como pirolusita e psilomelana.

No depósito de manganês de São Félix, objeto deste estudo, observa-se

que os processos supergênicos estão bem marcados, na área de estudo o

protominério do tipo gondito esta encaixado de forma concordante com a rocha

encaixante (granulito), onde o gondito sofre ações intempericas e ocorre

principalmente alteração da granada (espessartita) e do piroxênio (piroxmanguita)

por óxidos de manganês.

4.7 Depósitos de Manganês no mundo

São conhecidos depósitos de manganês em varias partes do mundo,

associados a diversos processos de formação. Esses depósitos ocorrem ao longo

de todo tempo geológico desde o Arqueano até o Fanerozóico.

Aproximadamente 80% das reservas mundiais conhecidas são encontradas

na África do Sul, sendo que existem depósitos importantes localizados na Europa,

Ásia e na América do Sul. Na figura 4.3, encontra-se a distribuição dos principais

depósitos de manganês no mundo.

Dentre os mais conhecidos depósitos de manganês estão os depósitos:

Nikopol (Russia), Chiatura (Russia), Nsuta (África), Usinsk (Russia),

Moada(África), Molango (México), Umini (Marrocos), Groote Eylandt (Australia).

40

No Brasil destaca-se os depósitos Serra do Navio (Amapá), São João Del

rei (Minas Gerais), Urucum (Mato Grosso), Urandi-Lícinio de Almeida (Bahia),

Azul (Pará), e Serra de Buritirama (Pará).

O deposito de Nikopol esta localizado na Rússia, é do Oligoceno,

classificado como deposito de origem sedimentar, tem como associações

litológicas: arenitos, siltitos, argilas, margas, óxidos de manganês e carbonatos.

Os principais minerais de manganês desse deposito são: rodocrosita calcica,

calcita manganífera, pirolusita, psilomelana, manganita e mangano. Existem cerca

de 1.7 bilhões de tonelada de manganês, com teores entre 15 e 35% (Borges,

2008).

O depósito de Molango esta localizado no México, é do Jurássico e tem

origem sedimentar, associados a calcários carbonosos e folhelhos e os principais

minerais de manganês associados são: rodocrosita(MnCO3) e kutnahorita

(Ca(Mn,Mg,Fe)(CO3)2.

Nsuta é um depósito localizado no continente africano é do

paleoproterozóico inferior e tem como associações litológicas: grauvacas,

gonditos, xisto, filitos, tufos metamorfisados e lavas intermediarias e os principais

minerais de manganês são: espessartita, criptomelana, pirolusita, litioforita e

manganita.

Figura 4.4: Localização dos principais depósitos de manganês no mundo. Beukes & Gutzmer (2006).

41

No Brasil destacam-se as minas do Azul, localizada em Serra dos Carajás

no estado do Pará e a mina de Urucum localizada em Corumbá, no Mato Grosso

do Sul. Esses dois depósitos tem alto teor, em torno de 40% de manganês. O

deposito de Urucum é do proterozóico inferior e tem como associações litológicas:

hematita bandada, arenito arcosico, dolomintos, conglomerados e jasper, e

psilomelana e pirolusita como principais minerais de manganês.

O depósito Serra do Navio está localizado no Amapá, foi formado pela

acumulação de manganês na forma de óxidos a partir do protominério gonditico, é

do proterozóico inferior e além dos gonditos tem como associações litológicas o

anfibolito, xistos, quartzitos e queluzitos.Também ocorrem associados a

espessartita, rodocrosita, esfalerita, rodonita e grafita (Barbosa, 1981).

Na Bahia os principais depósitos manganíferos encontram-se nos distritos

do sul da Bahia, de Urandi-Licinio de Almeida, do oeste da Bahia e da Serra de

Jacobina. Na figura 4.5, encontra-se a localização dos referidos distritos

manganíferos (Barbosa, 1981).

Segundo Barbosa (1981), os depósitos da Serra de Jacobina são de

pequeno porte e estão distribuídos em quase toda borda leste da serra e

associados aos filitos do complexo Itapicuru e tem como principais minerais de

minério a psilomelana e pirolusita. O minério desse depósito apresenta-se como

camadas e leitos estratificados nos filitos, na forma de óxidos secundários como

crosta ferro-manganiferas, rolados, “granzon”, entre outros.

Os depósitos do Distrito Urandi-Licinio de Almeida, fazem parte da

sequência metavulcanossedimentar Caetité-Licinio de Almeida, de idade provável

paleoproterozóica, localiza-se entre as cidades de Caetité e Licinio de Almeida, no

oeste da Bahia. Essa sequência tem como associações litológicas itabiritos,

queluzitos, mármores (calcíticos e manganesíferos), gonditos, rochas

calcissilicáticas e rocha carbonato silicática, metavulcânicas máficas e

ultramáficas (xistos máficos e ultramáficos), metapelitos com biotita, muscovita e

granada-xistos (aluminosos) e cummingtonita xistos (Rocha, 1991; 1992; Rocha et

al. 1998; Souza et al. 1984; Borges, 2008; Cruz et al., 2009; Borges et al. 2010;

Apud Borges 2012). Um total de 35 minas de manganês já foram cadastradas,

42

configurando o Distrito Ferro-Manganesífero Urandi Caetité-Licínio de Almeida

segundo Rocha et al. 1998) Apud (Borges, 2012).

Segundo (Barbosa, 1981), todos os depósitos do distrito Urandi-Licinio de

Almeida, quando alcançaram a superfície de erosão foram atingidas pela

supergênese. Os gonditos tiveram enriquecimento supergênico gerado pela ação

do intemperismo, provocando a alteração da espessartita para pirolusita e

psilomelana (Barbosa, 1981).

No Distrito oeste da Bahia os depósitos de manganês ocorrem no Grupo

Bambuí em três zonas tectônicas:

Na zona miogeossinclinal, onde o manganês esta encaixado em filitos e

xistos; zona peri-cratônica com ocorrência de manganês em crostas superficiais,

formadas pela supergenêse sobre filitos ricos em manganês e zona cratônica,

ocorrência de óxidos de manganes de alta valência interestratificados em argilitos,

Barbosa (1981, 1982). Segundo esse mesmo autor, analises de difratômetria de

raio x em amostras de camadas de óxidos primário da zona cratônica identificou

picos de pirolusita e psilomelana. O Mn que deu origem aos depósitos acumulou-

se em ambiente oxidante.

Os depósitos descritos no sul da Bahia ocorrem encaixados em rochas

metamórficas de alto grau da fácies granulito. As mineralizações manganíferas no

sul da Bahia estão concentradas nos municípios de Santo Antônio de Jesus,

Valença, Coaraci e Maraú. Todos os depósitos do sul da Bahia são considerados

de pequeno porte e apresentam-se sob a forma de minério in situ, rolados e

tombados (Barbosa, 1981).

O minério in situ está sob a forma de lentes concordante com a rocha

encaixante. São dezenas de depósitos cadastrados, mas classificados como anti-

econômicos. Em Marau foi comprovada a presença de protominério silico-

carbonatico composto de espessartita, rodonita, tefroita, feldspato, mica,

rodocrosita e quartzo. O depósito de São Felix, apresenta-se encaixado em rocha

granulitica, e os minerais associados ao protominério é a espessartita,

piroxmanguita(?), quartzo, pirolusita e óxidos não identificados.

43

Figura 4.5: Localização das áreas manganíferas da Bahia. Modificado de Barbosa (1981).

44

5. GEOLOGIA DO DEPÓSITO DE MANGANÊS DE SÃO FÉLIX

A partir do mapeamento geológico, aliado às descrições macroscópicas e

microscopica (descrição de lâminas delgadas e polidas), das litologias

encontradas foi possivel identificar duas unidades geológicas na área de trabalho:

a rocha mineralizada classificada como protominerio do tipo Gondito e a rocha

encaixante, classificada como granulito de composição enderbitica. Na figura 5.1,

observa-se um esboço da geologia encontrada no depósito estudado.

Foram realizadas também análises mineralógicas através da Difratometria

de Raios-X (DRX), para as amostras do protominério.

A rocha encaixante está inserida no Complexo Caraíba. Esse complexo é a

principal unidade litológica presente no Orógeno Itabuna-Salvador-Curaça,

costituida de suíte bimodal, metamorfisada em fácies granulito, que possui o pólo

félsico composto por ortognaisses enderbíticos, charnoenderbíticos e raramente

charnockíticos, já o pólo máfico é composto por lentes meta-gabro-dioríticas

(Kosin et al., 2003). A distinção entre as litologias desse complexo é feita

principalmente pela composição mineralógica.

Os corpos de minério maciço são provenientes da alteração intemperica do

gondito, aparecem no geral sob a forma de blocos rolado, lenticular encaixada no

granulito e crostas manganífera superficiais.

5.1 Rocha encaixante – Granulitos - Enderbito

As rochas dessa unidade apresentam-se bastante alteradas, tem coloração

cinza esverdeada devido alteração sofrida pelos processos intempericos, porem,

quando frescas, possuem cor cinza clara, tem granulação média onde

macrospicamente é possível identificar cristais de quartzo, k-feldspato,

plagioclásio, biotita e anfibólio. Por vezes, exibem estrutura gnáissica.

Os enderbitos têm mineralogia semelhante aos charnockitos, entretanto são

mais ricos em plagioclásio e clinopiroxênio. O caráter plutônico dessas rochas é

reforçado não só pela presença de microcristais de hornblenda e de biotita,

inclusas em plagioclásios, mas, também, por agregados de ortopiroxênio-

45

clinopiroxênio com composição magmática típica (Bhattacharya 1971) e

temperaturas de cristalização variando entre 900 e 1.000°C (Barbosa 1986,

1989,1990). Na fotografia 5.1, observa-se rochas enderbitica e no detalhe cristal

de hornblenda de aproximadamente 1cm.

Figura 5.1: Mapa geológico esquemático da área de estudo.

46

Os granulitos também foram encontrados com foliação incipiente, minerais

estirados seguindo uma orientação preferencial. Nessa unidade, a foliação Sn foi

medida, tendo direções: Sn N200/75NW; Sn N155/60SW; Sn N200/74NE. Nessa

litologia foram encontradas deformações rúptil, dúctil e rúptil-dúctil como: Fraturas,

falhas, zonas de cisalhamento e dobras. Na fotografia 5.2, observa-se um

afloramento de rocha granulitica e no detalhe direção de foliação.

Fotografia 5.1: Rocha granulitica de granulometria fina à média, com destaque para cristal de

anfibólio.

47

Na Fotografia 5.3, observa-se veio de quartzo sendo cortado por falha com

movimento aparentemente destral. Essa litologia apresenta, em alguns locais,

níveis máficos com concentração de granada (Fotografia 5.4), por vezes xenólito

dessa litologia máfica, classificada como de composição gabroica, sendo corpos

que foram reequilibrados na fácies granulito. Na Fotografia 5.5, vê-se a presença

de xenólito inserido no granulito cortado por falha com cinemática aparentemente

sinistral. Zona de cisalhamento presente com direção N095/73SW, cinemática

com movimento aparente destral (Fotografia 5.6).

Os diques de rocha granítica ocorre na área intrudindos nos granulitos,

esses corpos tem forma alongada com aproximadamente 10cm de largura, tem

textura fanerítica de granulação média à grossa e composição quartzo-feldspatica,

tendo também a presença de cristais de cordierita (Fotografia 5.7).

Fotografia 5.2: Visão geral da rocha granulitica, no detalhe foliação com direção Sn N200/75NW.

48

Fotografia 5.3: Falha cortando o veio de quarto, com indicador de movimento destral.

Fotografia 5.4: Nível máfico inserido no granulito com granada, no detalhe um pórfiro de granada.

49

Fotografia 5.5: Intrusão máfica de composição gabróica, inclusa no granulito, cortados por falha com movimento aparentemente sinistral.

Fotografia 5.6: Rocha granulitica, apresentando deformação, com dobras assimetricas, zona de

cisalhamento, cinemática aparente com movimento destral.

50

5.2 Protominério – Gonditos

O protominério da área de trabalho foi classificado como gondito, que é

uma rocha metamórfica que tem como mineralogia principal a granada do tipo

espessartita, cuja degradação intemperica origina o minério de manganês.

O minerio de manganês na região de São Félix, foi concentrado pelo

enriquecimento supergênico a partir da alteração intemperica do gondito.

Podendo ocorrer nas seguintes formas:

1) Bloco formado essencialmente por óxidos de manganês possivelmente

“in situ”sobre o gondito.

2) Bloco rolado do minério “in situ” que devido a erosão estão espalhados

na superficie ao redor do corpo de minério “in situ”.

Fotografia 5.7: Dique de granito cortando a rocha granulitica, no detalhe cristais de cordierita no granito.

51

Minério Rolado

Solo residual

Protominério - Gondito

Granulito - Enderbito

Contato inferidoMinério

LEGENDA

3) Crosta manganesifera de espressão superficial que podem ocorrer sobre

o gondito. Estas crostas devem formar-se pela lixiviação do manganês por águas

superficiais e precipitação próxima a fonte .

Os corpos de minério maciço estão em geral aparecendo sob a forma de

blocos rolados e crostas manganífera superficiais, em sua maioria observa-se

esse minério na forma de rolados. O protominerio apresenta-se também sob a

forma de blocos rolados e forma lenticular encaixada no granulito. Na figura 5.2,

um esboço do depósito de manganês de São Félix e suas feições .

Figura 5.2: Seção geológica esquemática do depósito de manganês de São Félix.

52

O corpo mineralizado lenticular é estreito e tem forma alongada,

concordante com a foliação na direção N-S, tem textura maciça, granulometria fina

à média e apresenta-se alterado para óxidos de Mn.

Devido aos processos erosivos e grande espessura de solo que recobre as

rochas, não é facilmente reconhecível o contato entre a rocha encaixante e o

minério, porem na (Fotografia 5.8) é possível observar esse contato.

O gondito apresenta-se com intensa alteração superficial, tem coloração

cinza azulado à preto. Os solos originados a partir da alteração intempérica deste

litotipo apresentam coloração marrom escuro. Sua composição mineralógica é

granada (espessartita - Mn3Al2(Si3O12), quartzo e óxidos de manganês.


petrograficos indicam que o depósito de manganês de São Felix foi originado a

partir de processos supergênicos. Os processos de alteração e formação de

depósitos pela supergênese depende de fatores como: clima, composição do

protominério, agentes tectônicos e aspectos geomorfológicos. A ação desses

fatores é que leva a concentração de manganes relativamente baixo e formação

do depósito a partir rochas com baixo teor como o gondito, onde a circulação de

fluidos meteóricos associada com regime de chuvas e com flutuações do nível

freático remove a sílica e acumula o Mn.

Em ambiente de Eh oxidante e pH entre 5-8, ira influenciar na alteração

quimica e mineralogica da rocha. As maiores ocorrrências dos depósitos de

manganês estão entre o arqueano e paleoproterozóico, onde predominava um

ambiente oxidante tanto na atmosfera quanto na hidrosfera.

A variação da composição química, nestas condições intempéricas os

óxidos SiO2, MgO, Na2O, CaO e K2O são eliminados do perfil de alteração

enquanto que MnO, Fe2O3, bem como Cu, V, Al, ETR são concentrados

residualmente (Borges, 2012)

53

Outras formas de ocorrências do minério na área mapeada são os minérios

rolados e tombados, com tamanhos que variam de 5 à 15 cm e de 15cm à 1,5m

respectivamente, e podem ser encontrados tanto no topo, quanto nas encostas da

área (Fotografia 5.9).

Minério

Fotografia 5.8: Contato entre a encaixante e o minério

Fotografia 5.9: Minério exposto na área sob a forma de blocos rolados e tombados.

Encaixante

minério

54

Na fotografia 5.10, observa-se ocorrência de crosta manganifera superficial

sobre a rocha encaixante, crosta formada pelo enriquecimento secundário, assim

como na fotografia 5.11, onde por vezes ocorre com habito botrioidal (Fotografia

5.11).

Fotografia 5.10: Crosta manganifera superficial

Fotografia 5.11: Detalhe do Gondito alterado com crosta manganífera superficial com habito botroidal.

55

Na (Fotografia 5.12), amostra de mão do protominerio com alteração da

borda para o centro, niveis de espessartita na borda já alterada com coloração

caramelada. A presença da granada espessartita no protominerio é confirmada na

analise realizada por Difratometria de Raios-X, nesse mineral predomina na rocha

gonditica.

Foi realizado analise por Difratometria de Raios-X em cinco amostras (TC-

01A, TC 01B, TC- 08, TC -09 e TC- 10), do protominério e do minério, com a

finalidade de identificação dos óxidos de manganês, porem, os difratogramas

apresentam um baixo grau de resolução. Nas figuras 5.3 e 5.4, observa-se

difratogramas com presença de picos de espessartita, além da granada

espesartita Mn3Al2(Si3O12), foi identificados picos secundários de pirolusita MnO2.

No capitulo 6, será apresentado a descrição microscópica do protominério,

onde é possível identificação de outras litologias associadas ao gondito além da

espessartita um piroxênio de manganês é observado, podendo ser classificado

como piroxmanguita ((Mn,Fe)SiO3) que é um piroxenóide de Mn e ferro, além dos

minerias opacos e em menor proporção o quartzo.

Fotografia 5.12: Amostra de mão do protominério, alteração evoluindo da borda para o centro.

56

Figura 5.3: Difratometria de Raios-X da amostra TC-01A, demonstrando a predominância da granada espessartita.

Figura 5.4: Difratometria de Raios-X da amostra TC-09, demonstrando a predominância da granada espessartita.

Espessartita

Espessartita

Espessartita

Espessartita

Espessartita

57

6. CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA

A descrição das lâminas petrográficas foi necessária para caracterização

dos litotipos, identificando a composição mineralógica, textural e feições

associadas. Foram descritas 7 lâminas petrográficas.

6.1 Granulito - Enderbito

O enderbito da área de estudo tem textura poiquiloblastica, granoblastica

granular, porem com alguns cristais com característica decussada, inequigranular,

com cristais variando de subdioblasticos à xenoblásticos. Essa litologia tem como

composição principal: plagioclásio, quartzo, ortopiroxênio (opx), clinopiroxênio

(cpx), K-feldspato, anfibólio, biotita titanifera, e como acessórios foi identificado

cristais de apatita, zircão e opacos. Os granulitos são rocha encaixante da área de

estudo e foi classificada como enderbito pela composição modal.

O plagioclásio apresenta-se em maior quantidade na rocha e perfaz um total

de 45% do volume total, o grau de alteração é baixo, é possível observar que

alguns grãos não apresentam mais geminação, onde a predominância é de

geminação albita e albita-Carlsbad (Fotomicrografia 3). Os cristais de plagioclásio

variam de 0,1 à 3,0 mm, esses grãos nos seus limites apresentam contato curvo e

por vezes contato reto entre si e com outros minerais (Fotomicrografia 1).

Fotomicrografia 1: Grãos de Cpx-Clinopiroxênio; Pl-Plagioclsio; Ap-Apatita e Op- Opacos, visão geral

da lâmina onde os minerais apresentam-se normalmente com contato curvo entre si. A) imagem com

nicóis cruzados. B) Imagem em luz plana. Aumento= 100X. Amostra: TC-04.

58

Os piroxênios são representados na rocha por clinopiroxênios e

ortopiroxênios, representa 20% do volume total da rocha, sendo 12% clino e 8%

orto.

Os cristais de piroxênio apresentam limites predominantemente curvos, com

faces cristalinas variando de subdioblásticos à xenoblásticos. O tamanho dos grãos

estão variando de 0,1 à 3,5 mm. Os cristais de clinopiroxênio estão representados

pela augita, e o ortopiroxênio é representado pelo hiperstênio, apresentam-se por

vezes de forma alongada (fotomicrográfias 2).

Fotomicrografia 2: Cristais de Cpx-Clinopiroxênio e Qtz-Quartzo de forma alongada, ambos

apresentando em sua maioria contato curvo com o Pl-Plagioclasio, e por vezes contato reto. C) Imagem

com nicóis cruzados. D) Luz plana. Aumento = 100X. Amostra: TC-04.

Fotomicrografia 3:. Cristais de Pl-Plagioclasio com geminação albita, formando contato curvo entre

os grãos e pontualmente envolvido por cristai de Cpx-Clinopiroxênio. E) Imagem em nicóis cruzados.

F) Imagem em Luz plana. Aumento= 100X. Amostra TC-06

59

O K-Feldspato representa 11% do volume total da rocha, é representado

pela microclina que em nicóis cruzados apresenta a sua típica geminação em

grade do tipo albita-periclina. Os cristais apresenta limites curvo, faces cristalinas

dos grãos são xenoblástica, grãos com tamanhos variados, podendo chagar à 3,5

mm, observa-se inclusão de clinopiroxênio na microclina (fotomicrográfia 5).

O anfibólio representa 3% do volume total da rocha e está representado pela

hornblenda, os cristais apresentam limites curvos, faces cristalinas dos grãos são

subdioblástico, o pleocroísmo do anfibólio é marrom a verde amarronzado, o

tamanho dos grãos podem chegar até 3 mm (fotomicrográfia 4).

Fotomicrografia 4:. Cristais de Hbl-Hornblenda com pleocroismo marrom, grãos xenoblásticos assim como

o Opx-Ortopiroxênio, Grão de Pl-Plagioclasio sem geminação. A) Imagem com nicóis cruzados. B) Imagem

em Luz plana. Aumento= 100X. Amostra TC-06.

60

O quartzo equivale a 15% do volume total da rocha seus grãos apresentam

contato curvos e retos nos limites, faces cristalinas dos grãos predominantemente

xenoblásticos, com tamanho de variando de 0,1 à 2,5 mm, grãos por vezes

apresentam cor amarelada, tem extinção ondulante e geralmente associados com

o plagioclásio (fotomicrográfia 5).

Os opacos representam 4% do volume da rocha, por vezes apresenta

relação de contato com o clinopiroxênio, não apresentam forma definida.

(fotomicrográfias 1 e 6).

O zircão representam a 1% do volume total da rocha, com tamanhos de 0,07

a 0,1mm, apresenta forma subdioblástico e estão inclusos no plagioclásio

(fotomicrografia 6).

A apatita tem grãos variando de 0,1 à 0,2 mm, com forma subédricas e

apresenta-se sempre em contato com o plagioclásio (fotomicrográfia 1).

A biotita titanifera possui pleocroísmo variando entre o castanho claro e

castanho escuro, ocorre subiodioblástica a xenoblástica, em contato com cristais

de K-Feldspato e opacos (fotomicrográfia 7).

Fotomicrografia 5: Cristai de Kfs – K-Feldspato/ microclina, quartzo apresentando alteração, cristais de

Pl-Plagioclasio com geminação albita. I) Imagem com nicóis cruzados. J) Imagem com luz plana.

Aumento= 100X.

61

Fotomicrografia 6: Grãos de Kfs – K-Feldspato/ miroclina envolvendo o Cpx-Clinopiroxênio; Pl-

Plagioclasio, presença do Zr-Zircão como mineral acessório. L) Imagem com nicóis cruzados M) Imagem

com luz plana. Aumento = 100X. Amostra TC-06

Fotomicrografia 7: Cristais de Bt- biotita titanifera em processo de alteração, em contato com Op-opacos e

grãos de Kfs – K-Feldspato/ miroclina e Pl-Plagioclasio. A) Imagem com nicóis cruzados. B) Imagem

com luz plana. Aumento = 100X. Amostra TC-03.

A B 0.10 mm0.10 mm0.10 mm0.10 mm

62

6.2 Protominério – Gondito

O protominério classificado como gondito, tem em sua composição

mineralógica: granada, quartzo, clinopiroxênio e opacos. As lâminas descritas do

protominério foram das amostras: TC 01 e TC-07A, TC-11 e TC-12.

A granada representa 70% do volume total da rocha, os grãos são

inequigranulares, as faces cristalinas são subdioblástico à xenoblásticos, o

tamanho dos grãos variam de 0,05 à 3,5 mm, o mineral tem relevo alto e cor

acastanho claro. Pela composição do protominério e identificação por analise DRX

a granada é classificada como espessartita [Mn3Al2(SiO4)3]. Com esse alto

percentual da composição modal é possível observar esse mineral em todas as

lâminas descritas. Nas fotomicrográfias 8 e 9, observa-se a granada (espessatita)

com textura granoblastica, é possível observar os cristais de granada, com muitas

fraturas, todas preenchidas por opacos, contato interdigitado, ameboide com os

clinopiroxênios e com os opacos, características que marcam a atuação de

processos supergênicos na rocha (fotomicrográfia 10). Os cristais de piroxênio

possivelmente piroxomanguita também estão sendo alterados para minerais

opacos, após esse processo de alteração pela supergênese as rochas são

alterados de protominério para minério.

Fotomicrografia 8: Cristais de Grt-Granada fraturados, com fratura preenchidas por Op- pacos.

Observa-se que tanto a granada quando o piroxênio questão em processo de alteração. A) Imagem com

nicóis cruzados. B) Imagem em luz plana. Aumento= 100X.

63

O quartzo representa 7% do volume total da rocha, os grãos são

inequigranulares, em sua maioria com faces cristalinas xenoblásticos, porem por

vezes apresentam cristais subdiobásticos em contato com a granada. O quartzo é

incolor e tamanho dos grãos estão variando de 0,1 a 2,5 mm, grau de alteração

médio, grãos intensamente fraturados.

Fotomicrografia 9: Amostra TC-01. C) Cpx-Clinopiroxênio; Op- Opacos; Grt-Granada (nicóis cruzados).

Aumento= 100X. D) Cpx-Clinopiroxênio ; Op- Opacos; Grt-Granada (Luz plana). Aumento = 100X.

Fotomicrografia 10: Cristais de Cpx-Clinopiroxênio (Piroxmanguita?), sendo alterado para óxido de manganês

(Op- Opacos), contato curvo do piroxênio com o grãos de Grt-Granada espessartita), que também esta em

alteração. A) Imagem com nicóis cruzados. B) Imagem em luz plana. Aumento= 100X

64

Os opacos correspondem à 10% do volume total da rocha, os opacos são

anédricos são representados em sua maioria por óxidos de manganês, não

apresenta limites definidos, está em estagio de alteração, apresenta contato

ameboide com estagio avançado de migração (fotomicrográfia 11).

O piroxênio está representado no protominério pelo clinopiroxênio que pela

relação de composição é provável ser a piroxmanguita [2(Mn.Fe)SiO3+3/2 O2].

Esse mineral representa 13% do volume total da rocha, apresenta alto grau de

alteração.

Fotomicrografia 11: Cristais de Cpx-Clinopiroxênio; alterando para óxidos, Grt-Granada fraturada, no centro

mineral Op – opaco produto de alteração da espessartita e do clinopiroxênio. G) Imagem com (nicóis

cruzados. H) Imagem em luz plana. Aumento= 100X

0.10 mm0.10 mm0.10 mm0.10 mm

Fotomicrografia 12: Grãos de Grt-Granada (espessartita), subedricos, em contato com mineral Cpx-

Clinopiroxênio (piroxmanguita), ambos alterando para óxido (Op- Opacos). A) Imagem com nicóis cruzados.

B) Imagem em luz plana. Aumento= 100X

A B

Grt

Grt

Grt

Grt

cpx

cpx

65

Todas as fotomicrografias das amostras de protominério mostram um

avançado grau de alteração, provando o enriquecimento supergênico e alteração

do gondito para o minério, transformação dos principais minerais constituites da

rocha como a granada do tipo espessartita e clinopiroxênio, além das fraturas

totalmente preenchidas do opacos (fotomicrográfias 13, 14). Na fotomicrografia 12

observa-se os cristais de granada xenoblásticos em contato com os piroxênios e

ambos relacionados a alteração para os minerais opacos. Pela associação

mineralógica e sua composição é possível que o piroxênio encontrado seja do tipo

piroxmanguita, outra possível evidencia é a alteração do piroxênio para óxido de

manganês observa-se na fotomicrográfia 15, detalhe do piroxênio fraturado e

sendo transformado em óxido de manganês. Na fotomicrográfia 17, observa-se

inclusão de opaco na granada, pode ser um indicativo da existência de um óxido

formado anteriormente a granada espessartita. As fotomicrografias 16(c) e 17(o)

são de seção polida, porém não foi possível identificação dos opacos existentes na

lâmina.

Fotomicrografia 13: Porfiroblastos de Grt-Granada fraturados, e Cpx-Clinopiroxênio fraturados e se

transformando em óxidos de manganês. C) Imagem com nicóis cruzados. D) Imagem em luz plana.

Aumento= 100X. Amostra TC-7A.

66

Fotomicrografia 14: Visão geral da lâmina do protominério de manganês em processo de alteração, cristais de

Cpx-Clinopiroxênio e Grt-Granada alterando para óxido de manganês, cristais totalmente fraturados, com fratura

preenchida por Op- Opacos. Presença do quartzo com extinção ondulante em contato curvo e reto com a

granada. G) Imagem com nicóis cruzados. H) Imagem em luz plana. Aumento= 100X. Amostra TC-7A.

Fotomicrografia 15: Cristal de Cpx-Clinopiroxênio (Piroxmanguita?), muito fraturado, com fraturas

preenchidas por Op- Opacos. L) Imagem com nicóis cruzados. M) Imagem em Luz plana. Aumento = 200X.

67

Fotomicrografia 16: Grãos de Cpx-Clinopiroxênio (Piroxmanguita) e Grt-Granada (Espessartita),

fraturados com fraturas preenchidas por minerais Op- Opacos. C): Imagem com luz refletida. D) imagem

com nicóis cruzados. Aumento= 100X. Amostra TC-11

Fotomicrografia 17: Cristais com feições de alteração dos minerais Cpx-Clinopiroxênio (Piroxmanguita) e

Grt-Granada (Espessartita), minerais com fraturas preenchida por op-opacos. A) Imagem com luz refletida.

B) imagem com nicóis cruzados. Aumento= 200X. Amostra TC-12.

Grt

Grt

0.10 mm0.10 mm

0.10 mm0.10 mm

0.10 mm0.10 mm

Op

Op

Cpx

Op

Grt

Cpx

0.10 mm0.10 mm0.10 mm0.10 mm

0.10 mm0.10 mm

68

7.0 CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES

O depósito de manganês de São Félix tem como rocha encaixante rochas

de alto grau metamorfico, classificada como enderbitos.

O minério de manganês na região de São Félix pode ocorrer nas seguintes

formas:

1) Bloco formado essencialmente por óxidos de manganês “in situ”sobre o

gondito.

2) Bloco rolado do minério “in situ” que devido a erosão estão espalhados

na superficie ao redor do corpo do minério “in situ”.

3) Crosta manganesifera de expressão superficial que podem ocorrer sobre

o gondito e a rocha encaixante (granulito). Estas crostas devem formar-se pela

lixiviação do manganês por águas superficiais e precipitação próxima a fonte .


petrográficos indicam que o depósito de manganês de São Félix foi originado a

partir de processos supergênicos.

Os processos de alteração e formação de depósitos pela supergênese

depende de fatores como: clima, composição do protominério, agentes tectônicos

e aspectos geomorfológicos. A ação desses fatores é que leva a concentração de

manganês a partir de rochas com baixo teor como o gondito, onde a circulação de

fluidos meteóricos associada com regime de chuvas e com flutuações do nível

freático remove a sílica e acumula o Mn.

Foi comprovado por analise de difração de Raio X, que o principal mineral

que compõe o protominério é a granada espessartita, sendo então esse

protominério classificado como gondito.

Através da descrição petrográfica foi possível identificar presença de

quartzo e clinopiroxênio classificado com do tipo piroxmanguita pela associação

de composição dos outros minerais identificados e pela sua alteração para óxidos

de manganês.

69

A pirolusita foi identificada por analise de difração de raio X, porém por

picos secundários. Outros óxidos, hidróxidos de manganês devem estar presentes

no minério, mas devido limitações dos métodos analíticos disponíveis não foi

possível caracterizá-los.

O depósito de manganês de São Félix apresenta boas exposições do

protominério (gondito) e dos vários estágios de alteração intempericos até a forma

do minério propriamente dito, constituindo assim, um local muito favorável para

estudos de alterações mineralógicas no processo supergênico e as fases

geoquímicas envolvidas nesses processos.

Assim sugere-se a continuação dos trabalhos, para a realização de estudo

mais detalhado no protominério e na rocha encaixante, é sugerida amostragem

mais ampla das litologias, abertura de trincheiras, testemunhos de sondagem,

estudos geoquímicos para rocha total, elementos maiores e traços e estudos em

microssonda eletrônica. Essas sugestões são de extrema importância para

identificação da natureza dos protólitos e caracterizar o ambiente geológico do

depósito.

70

8.0 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

AILLON, M.P. Caracterização petroquímica e do metamorfismo das rochas granulíticas da região de Cachoeira - São Félix - Cruz das Almas, Bahia. Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Salvador, 165 p. 1992. BARBOSA, J. O manganês do Oeste da Bahia. Dissertação de Mestrado, Geologia. Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Salvador, 1981, 129 p. BARBOSA, J. Tipologia dos depósitos de manganês e dos distritos manganesíferos da Bahia. 109 p. 1981. BARBOSA, J. S. F.; DOMINGUEZ J. M. L. (eds). Mapa Geológico do Estado da Bahia. Escala: 1.000.000. Texto explicativo, Salvador, 1996, 382 p.

BARBOSA, J. S. F.; SABATÉ, P. Colagem Paleoproterozóica de Placas Arqueanas do Cráton do São Francisco na Bahia, Revista Brasileira de Geociências, 33(1-Suplemento): 7-14, 2003.

BARBOSA, J.S.F.; SABATÉ, P. Geological features and the Paleoproterozoic collision of four Archaean Crustal segments of the São Francisco Craton, Bahia, Brazil. A synthesis. Anais Acad. Bras. Ciências, 2002 74(2):343-359.

BORGES, J. O. Geologia do Distrito Manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida: Resultados Preliminares. Salvador: UFBA, 2008. 118f. Monografia – Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, 2008.

BORGES, J. O. Geologia e Evolução Metalogenética das formações manganesíferas da Seqüência Metavulnocassedimentar Licínio de Almeida: o exemplo da Mina de Lagoa D’anta, Caetité, Bahia. Dissertação de Mestrado, Geologia. Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Salvador, 225 p. 2012.

CONCEIÇÃO, H.; BARBOSA. J.S.F.; AILLON, M.P. – 1991 – O maciço sienitico de São Félix, Bahia: petrologia e implicações geodinâmicas. In: CONGRES: BRAS. GEOQUÍMICA, 3, São Paulo, 1991. Resumos, v.1. Portugal – Grupo de Gequímica, V1, p.134-138. CONCEIÇÃO, H.; MARTIN, H.; ROSA, M.L.S.; CONCEIÇÃO, R.V.; SABATÉ, P. 1997. Alkali-potassic magmas generated by partial melting of an enriched mantle source: example of the Lower Proterozoic plutonism from Bahia State (Brazil). II ISGAM, Ext. Abstr., p. 108-109.

71

CORDANI, U.G. Evolução geológica pré-cambriana da faixa costeira do Brasil, entre Salvador e Vitória. Tese de Livre Docência, Universidade de São Paulo, São Paulo, 312 p. 1973. HEM, J. D. Chemical factores that influence the availability of iron and manganese in aqueous systems. Geol. Soc. Amer. Bull. 83: p. 443-450. 1972. Kosin. M. et.al. Geologia do Segmento Norte do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá e Guia de Excursão. 2003. KOSIN M., GUIMARÃES J.T., ABRAM M.B. (Orgs.) 1999. Folha Aracaju- SW, folha SC.24-Y. Salvador, CPRM. Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil – PLGB. KRAUSKOPF, K.B.; BIRD, D.K. Introduction to Geochemistry. McGraw-Hill, 647 p. 1995. LOUREIRO, H.S.C. (org.) Mundo Novo, folha SC.24-Y-D-IV: estado da Bahia. Brasília, DNPM, Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil, 177 p. 1991. MELO, R.C. Programa de Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil. Folha Pintadas (SC.24-Y-D-V). Estado da Bahia. DNPM/CPRM. 173 p. 1991. MELO, R.C.; LOUREIRO, H.S.C.; PEREIRA, L.H.M. (orgs.) Serrinha, folha SC.24-Y-D: estado da Bahia. Brasília, CPRM, 80 p. Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil. 1995. OLIVEIRA E.P. MCNAUGHTON N.J., ARMSTRONG R. 2010. Mesoarchaean to Palaeoproterozoic Growth of the Northern Segment of the Itabuna-Salvador-Curaçá Orogen, São Francisco Craton, Brazil. In: Kusky T., Mingguo Z., Xiao W. (eds.) The Evolving Continents: Understanding Processes of Continental Growth”, Geological Society of London Special Publication, 338. ROCHA, G.M.F.; SOUZA, S.L.; GARRIDO, I.A.A. Distrito Manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida, Bahia: geologia e potencialidade econômica. CBPM, Série Arquivos Abertos, p. 12-34. 1998. ROCHA, G. M. F. 1985. Caracterização faciológica da formação ferrífera de Boquira, encaixante da mineralização de Pb/Zn. Salvador. 120p. (Dissertação de Mestrado. IG-UFBA). ROSA, M.L.S. Magmatismo shoshonítico e ultrapotássico no sul do cinturão móvel Salvador-Curaça, maciço de São Félix: geologia, mineralogia e geoquímica. Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Salvador, 241 p. 1994.

72

ROY, S. Ancient manganese deposits, in K. H. Wolf, Ed., Handbook of Stratabound and Stratiform Ore Deposits, vol. 7. New York: Elsevier, p. 395-476, 1976. ROY, S. Genetic diversity of manganese deposition in the terrestrial geological record. In: Nicholson, K., Hein, J., Bühn, B., Dasgupta, S. (Eds.), Manganese Mineralisation: Geochemistry and Mineralogy of Terrestrial and Marine Deposits. Special Publication—Geological Society of London. vol. 119, p. 5–27. 1997 ROY, S. Manganese Deposits. London: Academic Press p. 458, 1981. ROY, S. Sedimentary manganese metallogenesis in response to the evolution of the Earth system. Earth-Science Reviews 77, 2006, p. 273-305.

SÁ E.P. & REINHARDT M.C. 1984. Aspectos metodológicos da prospecção mineral no vale do Rio Curaçá –Bahia. In: SBG, Simp. Bras. Técnicas Exploratórias Aplicadas à Geologia, Salvador, Anais, 250-278. SAMPAIO, J. A. e PENNA, M. T. M. (2001). Manganês – Centro de Tecnologia Mineral – CETEM/MCT, p. 634-648. SANTOS, R.A.; Souza, J. D. Projeto Mapas Metalogenéticos e de Previsão de Recursos Minerais: Serrinha, folha SC.24-Y-D. DNPM, 2 v. Salvador, 1983. SILVA, G. B.; SANTOS, J. H. G.; CORRÊA, P. R. S. Solos: Departamento Nacional da Produção Mineral. Projeto RADAMBRASIL. Folha SD. 24 Salvador: geologia, geomorfologia, pedologia, vegetação, uso potencial da terra. Rio de Janeiro: MME. Vol.24. 620 p. 1981. SILVA, L.C.; MCNAUGHTON, N.J.; Melo R.C.; Fletcher, I.R.; 1997. U-Pb SHRIM Pages in the Itabuna-Caraíba TTG high-grade Complex: the first window beyond the Paleoproterozoic overprinting of the eastern Jequié craton, NE Brazil. In: ISGAM - Intern. Symp. Granites and Assoc. Mineralizations, 2, Salvador, Anais, p. 282-283. TEIXEIRA, L.R. Relatório Temático de Litogeoquímica. Projeto Vale do Paramirim, Salvador, CPRM/CBPM. 2000, 35p. TEIXEIRA, L.R. (1997) O Complexo Caraíba e a Suite São José do Jacuipe no CinturãoSalvador-Curaçá (Bahia-Brasil): Petrologia, Geoquímica e Potencial Metalogenético. Tese de Doutoramento. Universidade Federal da Bahia, 201p. VEIZER, J.; LAZNICKA, P.; JANSEN, S. L. Mineralization through geologic time: Recycling perspective. American Journal of Science, 289: p. 484-524. 1989.

73

VILAS BOAS, G. S., SAMPAIO, F. J., PEREIRA, A. M. S. The Barreiras Group in the Northeastern coast of the State of Bahia, Brazil: depositional mechanisms and processes. An. Acad. Bras. Ciênc., Sept., vol. 73 (3), p.417-427, 2001.

THAIS ANDREIA DOS SANTOS CANABRAVA...Ao meu orientador professor Haroldo Sá, agradeço pela...

Documents

Transcript of THAIS ANDREIA DOS SANTOS CANABRAVA...Ao meu orientador professor Haroldo Sá, agradeço pela...