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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA VINICIUS BENEVIDES SCHIRMER CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA E LITOGEOQUÍMICA DAS FORMAÇÕES FERRÍFERAS DO GREENSTONE BELT IBITIRA- UBIRAÇABA, REGIÃO DE BRUMADO, BAHIA. Salvador 2012
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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
VINICIUS BENEVIDES SCHIRMER
CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA E LITOGEOQUÍMICA DAS FORMAÇÕES FERRÍFERAS DO GREENSTONE BELT IBITIRA-
UBIRAÇABA, REGIÃO DE BRUMADO, BAHIA.
Salvador 2012
VINICIUS BENEVIDES SCHIRMER
CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA E LITOGEOQUÍMICA DAS FORMAÇÕES FERRÍFERAS DO GREENSTONE BELT IBITIRA-UBIRAÇABA, REGIÃO DE
BRUMADO, BAHIA.
Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia. Orientador: Prof. Dr. José Haroldo da Silva Sá Co-Orientador: Prof. Pedro Maciel de Paula Garcia
Salvador 2012
TERMO DE APROVAÇÃO
VINICIUS BENEVIDES SCHIRMER
CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA E LITOGEOQUÍMICA DAS FORMAÇÕES FERRÍFERAS DO GREENSTONE BELT IBITIRA-UBIRAÇABA, REGIÃO DE
BRUMADO, BAHIA.
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
________________________________________________________________
1º Examinador - Prof. Dr. José Haroldo da Silva Sá - Orientador
Pós-doutorado nas universidades de Leicester-UK e Cardiff-UK
Prof. Associado IGEO/UFBA
________________________________________________________________
2º Examinador - Prof. Dr. Aroldo Misi
Livre-docente em Geologia Econômica-Metalogênese pela Universidade Federal
da Bahia. Pós-doutorado na Universidade do Texas em Austin, EUA.
Prof. Aposentado IGEO/UFBA
________________________________________________________________
3º Examinador - Geólogo Ernesto Fernando Alves da Silva
Coordenador de Geologia e Pesquisa Mineral (COOPEM) da CBPM
Salvador, 27 de junho de 2012
AGRADECIMENTOS
Gostaria de expressar meus agradecimentos a todas as pessoas e
instituições que contribuíram durante a realização desta monografia.
Inicialmente agradeço à CBPM pelo apoio prestado, imprescindível para
a realização do presente trabalho. Ao geólogo Luis Fernando, da CBPM, que
me acompanhou em campo, pela ajuda dispensada.
Aos professores Haroldo Sá e Pedro Garcia pelo apoio, paciência
dedicação e discussões, incluindo a contribuição para a redação final da
monografia.
Agradeço aos meus pais, Maria Auxiliadôra Prado Benevides e Robson
Ferreira Schirmer, que estiveram presentes em todos os momentos da minha
vida, sendo eles difíceis ou gratificantes, sempre me apoiando e me
incentivando com ótimos conselhos, e que certamente, sem o apoio de ambos,
eu não chegaria aqui. À todos os meus familiares que apesar de não estarem
próximos foram de extrema importância para estar onde estou.
À todos os professores que ao longo desses anos contribuíram e tiveram
grande influencia na minha formação.
Aos meus amigos, em especial Guiga, Nhonho, Tinho, Leco, Trilobita,
Eros, Sequela, Smeagol, pelos grandes momentos de alegria que passamos
juntos e também pela ajuda nos momentos difíceis.
Agradeço em especial à Ravena pelo apoio incondicional, pelas palavras
de incentivo, pela ajuda na monografia, pelas discussões construtivas que
sempre tivemos e também por ter me suportados em todos os momentos que
estivemos juntos.
Exige muito de ti e espera pouco dos outros.
Assim, evitarás muitos aborrecimentos.
Confúcio
RESUMO
Nesse trabalho são apresentados os resultados de estudos geológicos,
petrográficos e litogeoquimicos realizadas ns formações ferríferas da faixa
Ibitira-Ubiraçaba, unidade geotectônica do tipo “greenstone belt” de idade
Neoarqueana/Paleoproterozoica. As formações ferríferas estudadas
apresentaram características da fácies óxido no alvo I, com mineralogia
predominante formada por magnetita e quartzo com pequena contribuição da
fácies silicato marcado pela presença de grunerita em pequena quantidade; e
características da fácies carbonato no alvo II, com predominância de magnetita
e Fe-carbonatos, apresentando quartzo e grunerita subordinadamente. Os
resultados das análises litogeoquimicas, sugerem um ambiente platarformal,
caracterizando as formações ferríferas como do tipo Lago Superior,
praticamente sem contribuição hidrotermal, conforme os padrões obtidos para
elementos terras raras.
Palavras Chaves: formações ferríferas, Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba,
litogeoquímica.
ABSTRACT
This paper presents the results of geological, petrographic and lithogeochemical
performed in iron formations of the belt Ibitira-Ubiraçaba, geotectonic unit of the
greenstone belt type elderly Neoarchean/Paleoproterozoic . The iron formations
studied showed characteristics of oxide facies in the target I, mineralogy
consists predominantly of magnetite and quartz with small contribution of the
silicate facies marked by the presence in small quantity grunerita; and
characteristics of carbonate facies in the target IIwith predominance of
magnetite and Fe-carbonates, with subordinate quartz and grunerita. Results of
lithogeochemical analyzes suggest an environment platarformal, featuring the
IF's as the Lake Superior type, practically with no hydrothermal contribution,
according the patterns obtained from rare earth element.
Keywords: Iron Formations, Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba,
Lithogeochemical.
SUMÁRIO
CAPITULO 1 - INTRODUÇÃO .................................................................................................... 16
1.1 – APRESENTAÇÃO ............................................................................................................... 20
1.2 – OBJETIVOS ...................................................................................................................... 20
1.3 – MÉTODO DE TRABALHO .................................................................................................... 21
1.3.1 – Pesquisa Bibliográfica ........................................................................................ 21
1.3.2 – Trabalhos de Campo .......................................................................................... 21
1.3.3 – Trabalhos de laboratório .................................................................................. 22
1.3.3.1 – Estudos Geoquímicos ................................................................................................. 22
1.3.3.2 – Estudos Petrográficos ................................................................................................ 22
1.3.4 – Compilação dos dados e confecção da monografia .......................................... 23
CAPITULO 2 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ............................................................................ 24
2.1 - FORMAÇÕES FERRÍFERAS .................................................................................................... 24
2.1.1 – Classificação das Formações Ferríferas ............................................................. 24
2.1.2 – Faciologia das Formações Ferríferas ................................................................. 26
CAPITULO 3 – GEOLOGIA REGIONAL ....................................................................................... 29
3.1 – INTRODUÇÃO .................................................................................................................. 29
3.2 – UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS ........................................................................................ 31
3.2.1 – Embasamento do Aulacógeno ........................................................................... 33
3.2.1.1 – Gnaisse, Granulitos e Migmatitos .............................................................................. 33
3.2.1.2 – Sequências Metavulcanossedimentares .................................................................... 34
3.2.1.3 – Granitoides Riacianos-Orosirianos ............................................................................. 35
3.2.3 – Supergrupo Espinhaço ....................................................................................... 40
3.2.4 – Intrusões Máficas .............................................................................................. 41
3.2.5 – Supergrupo São Francisco ................................................................................. 42
3.3 – EVOLUÇÃO DEFORMACIONAL ............................................................................................. 42
CAPITULO 4 – GEOLOGIA LOCAL ............................................................................................. 47
4.1 – ORTOGNAISSES-MIGMÁTITICOS DO COMPLEXO GAVIÃO .......................................................... 47
4.2 – GREENSTONE BELT IBITIARA-UBIRAÇABA .............................................................................. 48
4.2.1 – Rochas Metaultramáficas .................................................................................. 51
4.2.2 – Rochas Metamáficas ......................................................................................... 52
4.2.3 – Quartzitos .......................................................................................................... 52
4.2.4 – Rochas Carbonáticas ......................................................................................... 53
4.2.5 – Formações Ferríferas ......................................................................................... 55
4.3. – CARACTERÍSTICAS PETROGRÁFICAS .................................................................................. 57
i) Alvo I.......................................................................................................................... 57
ii) Alvo II......................................................................................................................... 62
iii) Rocha Ultramáfica .................................................................................................... 66
4.4. – CARACTERÍSTICAS LITOGEOQUÍMICAS .............................................................................. 67
CAPITULO 5 – CONCLUSÕES.................................................................................................... 73
REFERÊNCIAS .......................................................................................................................... 75
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1. 1: Mapa de localização do município de Brumado Fonte: IBGE ....... 16
Figura 1. 2 – Mapa de localização dos direitos minerários que compõem o
Prospecto Ubiraçaba Fonte: Nunes & Souza, 2010 ......................................... 18
Figura 1. 3 – Mapa esquemático dos alvos do Prospecto Ubiraçaba Fonte:
Nunes & Souza, 2010. ..................................................................................... 19
Figura 2. 1 – Modelo evolutivo e contexto tectônico das formações ferríferas do
tipo Algoma, Lago Superior e Rapitan. Fonte: Robb (2005) ............................. 25
Figura 2. 2 – Ambientes tectônicos propensos para ocorrência das BIF´s.
Extraído de Gross (1996). ................................................................................ 25
Figura 3. 1 – Mapa simplificado mostrando os limites do Cráton do São
Francisco e as faixas marginais de idade Neoproterozóica. Legenda: BG: Bloco
Gavião. Modificado de Cruz et al., (2004) ....................................................... 29
Figura 3. 2 – Localização da área estudada no domínio do Aulacógeno do
Paramirim. Legenda: BG: Bloco Gavião, BJ: Bloco Jequié, ZCBC: Zona de
cisalhamento Brumado-Caetité, ES: Espinhaço Setentrional, CD: Chapada
Diamantina, SRP: Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí). Fonte: Modificado de
Cruz e Alkimim, 2006 ....................................................................................... 30
Figura 3. 3 – Mapa Geológico do Estado da Bahia simplificado, mostrando os
principais terrenos Greenstone Belt e Seqüências Vulcanossedimentares.
Fonte: Modificado de Silva & Cunha (1999). .................................................... 31
Figura 3. 4 – Esboço geológico do Bloco Gavião na região de Brumado. Fonte:
Modificado de Bastos-Leal (2000) .................................................................... 32
Figura 3. 5 – Coluna estratigráfica com as principais unidades geológicas
regionais. Fonte: Modificado de Arcanjo (2005) ............................................... 32
Figura 3. 6 – Distribuição dos granitoides do Bloco Gavião e do Lineamento
Contendas-Jacobina no Diagrama Al2O3/(Na2O+K2O) vs.
Al2O3/(CaO+Na2O+K2O), em proporções moleculares. Legenda: IG: Iguatemi;
ES: Espirito Santo; RP: Rio do Paulo; CA: Caculé; LCJ: Lineamento
Contendas-Jacobina; BG: Bloco Gavião Fonte: Menezes Leal et.al., (2005). .. 36
Figura 3. 7 – Diagrama K2O vs. SiO2 (% em peso) de Le Maitre (1989) com os
limites composicionais de Peccerillo & Taylor (1976) para os granitoides:
Maciço do Rio Paulo (quadrados vazados), Caculé (quadrados preenchidos),
Espirito Santo (círculos vazados) e Iguatemi (círculos preenchidos). Fonte:
Menezes Leal et.al., (2005). ............................................................................. 37
Figura 3. 8 – Padrão composicional dos elementos traços para os granitoides
a) Espirito Santo (círculos vazados) e Iguatemi (círculos preenchidos); b) Rio
Paulo (quadrados vazados), Caculé (quadrados preenchidos). Valores
normalizados para o manto primordial segundo Taylor e McLennan (1985).
Fonte: Menezes Leal et.al., (2005). .................................................................. 37
Figura 3. 9 – Padrão de distribuição dos ETR, normalizados para os condritos:
a) para os granitoides de Espirito Santo (círculos vazados) e Iguatemi (círculos
preenchidos), o campo sombreado representa o padrão ETR dos granitoides
de Lagoinha, Caetano e Serra da Franga, dados compilados de Cuney et. al.
(1990) e Santos-Pinto (1996). b) para os granitoides de Rio Paulo (quadrados
vazados), Caculé (quadrados preenchidos), o campo sombreado representa o
padrão ETR dos granitoides de Cara Suja, Gameleira e Campo Formoso,
dados compilados de Cuney et. al. (1990) e Santos-Pinto (1996). Fonte:
Menezes Leal et.al., (2005) .............................................................................. 38
Figura 3. 10 – Diagrama Rb (ppm) vs. (Yb+Ta) de Pearce et. al. (1984) para as
os granitoides. VAG- Arcos Vulcanicos, ORG – Dorsais Oceânicas, WPG –
Intraplacas e SYN-COL – Sin-Colisionais. Maciço do Rio Paulo (quadrados
vazados), Caculé (quadrados preenchidos), Espirito Santo (círculos vazados) e
Iguatemi (círculos preenchidos). Fonte: Menezes Leal et.al., (2005) ............... 39
Figura 3. 11 – Diagrama isotópico ԐNd(t) vs. ԐSr(t) para os granitoides
transamazônicos do Bloco Gavião e demais intrusões associadas ao
Lineamento Contendas-Jacobina. Maciço do Rio Paulo (quadrados vazados),
Caculé (quadrados preenchidos), Espirito Santo (círculos vazados) e Iguatemi
(círculos preenchidos). Fonte: Menezes Leal et.al., (2005). ............................. 39
Figura 3. 12 – Interação entre Corredor do Paramirim e o Orógeno Araçuai.
Fonte: Arcanjo et. al.(2005). ............................................................................. 44
Figura 3. 13 – Seção geológica estrutural regional das unidades geotectônicas
após a colisão paleoproterozóica dos blocos Arqueanos. Região Nordeste
Fonte: Modificado de Barbosa & Sabaté (2003). .............................................. 45
Figura 3. 14 – Estruturação regional das unidades geotectônicas após a colisão
paleoproterozóica dos blocos Arqueanos. Região Sul-Sudeste. Fonte:
Modificado de Barbosa & Sabaté (2003). ......................................................... 45
Figura 3. 15 – Interação entre o Corredor do Paramirim e o Orógeno Aracuai.
Fonte: Alkimin et.al., (2007).............................................................................. 46
Figura 4. 1 – Valores de elementos maiores e menores das formações
ferríferas normalizados para o PASS (Taylor & Mc Lennan, 1985) .................. 69
Figura 4. 2 – Valores de elementos maiores e menores das formações
ferríferas normalizados para NASC (Condie, 1993) ......................................... 69
Figura 4. 3 – Valores de elementos traços das formações ferríferas
normalizados para o PASS (Taylor & Mc Lennan, 1985) ................................. 69
Figura 4. 4 – Valores de elementos traços das formações ferríferas
normalizados para NASC (Condie, 1993) ........................................................ 70
Figura 4. 5 – Valores de ETR das formações ferríferas normalizados para o
PASS (Taylor & Mc Lennan, 1985) .................................................................. 70
Figura 4. 6 – Valores de ETR das formações ferríferas normalizados para
NASC (Condie, 1993) ....................................................................................... 71
Figura 4. 7 – Valores de Y/Ho vs. Eu/Sm indicando a temperatura do fluido
(Alexander et.al., 2008). ................................................................................... 71
Figura 4. 8 – Valores de Sm/Yb vs. Eu/Sm indicando a temperatura do fluido
(Alexander et.al., 2008). ................................................................................... 72
ÍNDICE DE FOTOS
Foto 4. 1: Bandamento gnáissico leuco e melanocrático no ortognaisse Gavião.
Coordenada UTM de 182406/8427300 ............................................................ 48
Foto 4. 2: Processo hidrotermal gerando veio de epídoto e sílica em
granodioritos do ortognaisse Gavião. Coordenada de UTM 182406/8427300 . 50
Foto 4. 3: Pórfiroclasto de feldspato em granodioritos do ortognaisse Gavião.
Coordenada de UTM 182406/8427300 ............................................................ 50
Foto 4. 4: Afloramento de rocha metaultramáfica anfibolitizada. Visada para N.
Coordenada de UTM 185347/8436744 ............................................................ 51
Foto 4. 5: Gabro com composição mineralógica predominante de plagioclásio,
biotita e anfibólio. Coordenada UTM de 185096 e 8435923. Visada para SE 52
Foto 4. 6: Foliação S0 da rocha metamáfica marcada pela biotita. Coordenada
UTM de 185096 e 8435923. Visada para SE ................................................... 53
Foto 4. 7: Quartzito com coloração esverdeada, característico da presença de
fuchsita. ............................................................................................................ 54
Foto 4. 8: Aspecto textural das rochas carbonaticas. ....................................... 54
Foto 4. 9:Coloração característica dos solos gerados a partir do intemperismo
das rochas carbonaticas................................................................................... 55
Foto 4. 10: Formação ferrífera com mergulho subvertical e direção aproximada
N-S. .................................................................................................................. 56
Foto 4. 11: Amostra de rocha da formação ferrífera bandada apresentando
crenulação ........................................................................................................ 56
Foto 4. 12: Coloração característica dos solos gerados a partir do intemperismo
das formações ferríferas................................................................................... 57
Microfotografia 4. 1 – Cristais de quartzo e óxidos de ferro, segregados,
formando bandas claras e escuras; a: luz plana, b: luz polarizada; 25x
(mag=magnetita; qtz=quartzo). ........................................................................ 58
Microfotografia 4. 2 – Cristais prismáticos de grunerita bordejando os óxidos
exibindo bandeamento e orientação; a: luz plana, b: luz polarizada; 25x
(mag=magnetita; gru=grunerita). ...................................................................... 59
Microfotografia 4. 3 – Cristais de quartzo e oxidos de ferro exibindo segregação
de banda; a: luz plana, b: luz polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo;
mt=martita). ...................................................................................................... 59
Microfotografia 4. 4 – Alternância de bandas claras e escuras, com maior
espessuras das bandas claras; a: luz plana, b: luz polarizada; 25x
(mag=magnetita; qtz=quartzo). ........................................................................ 60
Microfotografia 4. 5 – Banda espessas de quartzo alternada com banda fina de
óxido de ferro e cristais de grunerita imersos em uma massa oxidada; a: luz
plana, b: luz polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo). ......................... 61
Microfotografia 4. 6 – Lâmina composta por cristais de carbonato, óxidos e
quartzo; a: luz plana, b: luz polarizada; 25x (mag=magnetita; qtz=quartzo; Fe-
C=Fe-carbonato). ............................................................................................. 62
Microfotografia 4. 7 – Cristal de carbonato alongado; a: luz plana, b: luz
polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo; Fe-C=Fe-carbonato). ............ 63
Microfotografia 4. 8 – Geminação polissintetica em cristal de carbonato; a: luz
plana, b: luz polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo; Fe-C=Fe-
carbonato). ....................................................................................................... 63
Microfotografia 4. 9 – Lâmina composta por cristais de carbonato, quartzo e
óxidos; a: luz plana, b: luz polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo; Fe-
C=Fe-carbonato). ............................................................................................. 63
Microfotografia 4. 10 – Lâmina composta por cristais de carbonato, quartzo e
óxidos; a: luz plana, b: luz polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo; Fe-
C=Fe-carbonato). ............................................................................................. 64
Microfotografia 4. 11 – Lâmina composta por cristais de carbonato, óxidos e
quartzo subordinadamente; a: luz plana, b: luz polarizada; 25x (mag=magnetita;
qtz=quartzo; Fe-C=Fe-carbonato). ................................................................... 65
Microfotografia 4. 12 – Cristais de carbonato marcando a foliação; a: luz plana,
b: luz polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo; Fe-C=Fe-carbonato). .. 65
Microfotografia 4. 13 – Pórfiroblasto truncando a foliação; a: luz plana, b: luz
polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo; Fe-C=Fe-carbonato). ............ 66
Microfotografia 4. 14 – Lâmina composta por cristais de óxidos e quartzo
subordinadamente; a: luz plana, b: luz polarizada; 25x (mag=magnetita;
qtz=quartzo). .................................................................................................... 66
Microfotografia 4. 15 – Lâmina composta por cristais de serpentina e óxidos
subordinadamente; a: luz plana, b: luz polarizada; 100x. ................................. 67
ÍNDICE DE TABELAS
Tabela 4. 1 – Valores dos elementos maiores e menores das sete amostras
das formações ferríferas................................................................................... 68
16
CAPITULO 1 - INTRODUÇÃO
A área escolhida para a pesquisa está inserida no município de Brumado
(Figura 1.1) que se localiza na porção centro-oeste do Estado da Bahia,
estando inserido, em sua totalidade, no segmento crustal denominado Bloco
Gavião pertencente ao macrocontexto do Cratón do São Francisco (Almeida,
1977), a área é representada por rochas pertencentes a uma sequência
metavulcanossedimentar denominada faixa Ibitra-Ubiraçaba pertencente ao
greenstone belt Ibitira-Brumado (Nunes e Souza, 2010).
Figura 1. 1: Mapa de localização do município de Brumado Fonte: IBGE
17
A área estudada faz parte de um projeto da CBPM, Prospecto
Ubiraçaba, que compreende quatro polígonos regulares, representando áreas
requeridas junto ao DNPM, cujos processos são 870.020/2006; 870.028/2006;
870.030/2006; e 870.034/2006 (Figura 1.2). Nesse projeto foram destacados
dois alvos e um subalvo (Figura 1.3), esta monografia teve como foco principal
as formações ferríferas do subalvo A que está localizado na porção centro-
noroeste do processo DNPM nº 870.034/2006. Este alvo destacou-se em
trabalhos anteriores por apresentar um halo geoquímico anômalo a cromo,
manganês vanádio e cobalto coincidente com eixo dobrado de alto relevo
magnético.
O acesso à cidade de Brumado, partindo de Salvador, Capital do Estado
da Bahia, é feito conforme descrito a seguir: Salvador – Feira de Santana, BR-
324 (108 km); Feira de Santana – entroncamento de Nova Itarana, BR-116
(145 km); entroncamento de Nova Itarana – vila de Sussuarana, BA-026 (210
km); vila de Sussuarana – Brumado, BR-030 (50 km).
A área da pesquisa localiza-se no extremo oeste do município de
Brumado e o acesso, partindo da sede municipal, é feito conforme descrito a
seguir: em direção a Caetité segue até o entroncamento para a vila de
Ubiraçaba, BR-030 (34 km); segue por cerca de 12 km de estrada de terra até
a vila de Ubiraçaba, e daí segue por uma estrada vicinal na direção leste,
percorrendo em cerca de 3 km até a área escolhida para a pesquisa. O
percurso total é de 513 km até o município de Brumado em estradas asfaltadas
e mais 34 km asfaltados e cerca de 15 km em estradas de terra.
A faixa Ibitira-Ubiraçaba é representada por uma sequência de
metassedimentos químicos compreendendo dolomitos, magnesitas, rochas
cacissilicáticas e formações ferríferas da fácies óxidos e silicatos, além de
metapelitos, quartzitos e níveis de rochas máfica-ultramáficas. Três eventos de
deformação afetaram o contexto regional da área em foco, os dois primeiros de
caráter dúctil-rúptil com cinemática sinistral e o terceiro também de natureza
dúctil-rúptil, mas, com cinemática dextral (Nunes e Souza, 2010).
18
Figura 1. 2 – Mapa de localização dos direitos minerários que compõem o Prospecto Ubiraçaba Fonte: Nunes & Souza, 2010
19
Figura 1. 3 – Mapa esquemático dos alvos do Prospecto Ubiraçaba Fonte: Nunes & Souza, 2010.
20
1.1 – Apresentação
O crescimento, desde 1995, no consumo do aço em alguns países,
destacando-se a China e o Japão como grandes consumidores, resultou no
aumento da procura do Ferro como commodity, devido à recente ascensão da
indústria dos países em desenvolvimento provocou desde o ano de 2005 um
crescimento de 35% no consumo deste bem mineral pela China em relação a
2004, seguida pelo Brasil, Austrália, Índia e Estados Unidos como principais
consumidores.
A crescente procura por metais básicos no mercado internacional vem
motivando nos últimos anos, pesquisas de cunho geológico, metalogenético e
de prospecção destes bens, incluindo o Ferro. O reavivamento do interesse
econômico provocou, da mesma forma, a necessidade de buscar novas áreas
com potencial metalogenético, além de reavaliar áreas antes consideradas com
baixo potencial, a possibilidade de ter seus depósitos visados por investidores
da indústria da mineração.
1.2 – Objetivos
Como objetivo geral, o presente trabalho visa definir as características
geológicas, geoquímicas e metalogenéticas das formações ferríferas da região
de Brumado, pertencentes à sequência metavulcanossedimentar Ibitira-
Ubiraçaba.
Tem-se, como objetivos específicos:
- Caracterizar as litofácies das FF’s da sequência
metavulcanossedimentar Ibitira-Ubiraçaba, e as demais unidades observadas
através de análises petrográficas de amostras recolhidas em campo e dados
bibliográficos;
- Classificar as formações ferríferas bandadas segundo categorias já
estabelecidas na literatura pertinente.
- Compreender os respectivos ambientes geológico/tectônico de origem
das formações ferríferas.
21
Como consequência os resultados deste trabalho podem subsidiar
pesquisas futuras a serem desenvolvidos pela CBPM na área.
1.3 – Método de Trabalho
A metodologia empregada consistiu essencialmente em descrever e
analisar as principais ocorrências de formações ferríferas na região do
município de Brumado, e demais litologias aflorantes na área de estudo
buscando obter dados e informações pertinentes sobre a gênese de cada uma
delas, especialmente das formações ferríferas, alvo primordial do presente
estudo, segundo as etapas descritas a seguir:
1.3.1 – Pesquisa Bibliográfica
Inicialmente foi realizado o levantamento bibliográfico de trabalhos
anteriormente desenvolvidos nas proximidades da área de estudo,
principalmente aqueles fornecidos pela CBPM como o relatório interno de
Nunes & Souza (2010), o texto da série arquivos abertos da CBPM nº22
(Arcanjo et. al., 2005) e outros trabalhos a exemplo de Palmeira (2010)
Barbosa et. al. (2009). Considerou-se que a bibliografia anteriormente
publicada para a região em foco contribuiu para o enriquecimento dos aspectos
geológicos, tectonoestruturais e metalogenéticos da área de estudo em
questão.
1.3.2 – Trabalhos de Campo
A etapa de campo ocorreu em uma campanha de cinco dias, entre os
dias 08/08/11 e 12/08/11 com o geólogo da CBPM Luís Fernando, para
reconhecimento preliminar da geologia regional com ênfase nas formações
ferríferas bandadas (BIF´s) e coleta de amostras, para confecção de lâminas
delgadas e análises litogeoquímicas, foram coletadas um total de 45 amostras
de diferentes litologias durante esse período, as amostras foram descritas e
numeradas e dentre elas foram selecionadas e encaminhadas à CBPM um
22
total de 37 amostras sendo 9 para confecção de lâminas e 24 para análises
litogeoquímicas.
Ocorreu também uma segunda etapa de campo promovido pela UFBa
de dezenove dias entre as datas 27/02/12 à 16/03/12, referente à disciplina
GEO-314 (Geologia de Campo III). Durante essa campanha foi realizado um
mapeamento geológico regional com um total de 53 pontos visitados e
descritos, nessa etapa não houve coleta de amostras para análises.
1.3.3 – Trabalhos de laboratório
1.3.3.1 – Estudos Geoquímicos
Foram feitas análise químicas de amostras colhidas em superfície no
laboratório da GEOLAB em Minas Gerais. Foram analisadas vinte e quatro
amostras em elementos traços pelo método da Espectometria de Plasma (ICP-
MS), sendo que sete dessas também foram analisadas pelo método de
Espectometria de Massas para elementos terras raras, três dessas foram
analisadas para elementos do grupo da platina (EGP) e sete analisadas para
elementos maiores e menores pelo método de varredura (FRX) referente a
formações ferríferas.
Os resultados das analise foram tratados com auxilio do software
EXCEL, responsável por gerar os gráficos utilizados para fazer as
interpretações.
1.3.3.2 – Estudos Petrográficos
Foram confeccionadas 10 lâminas delgadas das litologias mais
representativas observadas em campo. Estas foram analisadas e descritas e
classificadas com o auxilio do microscópio petrográfico, disponível no
Laboratório de Mineralogia e Petrografia do Instituto de Geociências.
23
1.3.4 – Compilação dos dados e confecção da monografia
Os dados obtidos foram catalogados, organizados, analisados e
integrados para a confecção da monografia.
24
CAPITULO 2 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
Neste capítulo estão expostos dados obtidos durante a pesquisa
bibliográfica referente aos tópicos abordados pelo presente trabalho. Constam
dados sobre formações ferríferas e outros tipos de depósitos de ferro.
2.1 - Formações Ferríferas
As formações ferríferas (Formações ferríferas) se caracterizam como
uma unidade sedimentar química, tipicamente laminada, contendo quantidade
igual ou superior a 15% de ferro de origem sedimentar e, comumente, mas não
obrigatoriamente, camadas de chert (James, 1954).
Segundo Brandt et. al. (1972), este termo apesar de inadequado é
utilizado por geólogos de diversas localidades em substituição aos termos
itabirito, quartzo ferruginoso, taconito, hematita-quartzito, jaspilito, entre outros.
As formações ferríferas Bandadas, Banded Iron Formations (BIF´s), são
sedimentos químicos que apresentam alternância de bandas centimétricas a
milimétricas de camadas ricas e pobres em ferro (James, 1954). Segundo Klein
& Beukes (1993) essas camadas tem composição de óxido de ferro e chert. As
BIF´s representam os depósitos de ferro mais importante do planeta e são
formados estritamente em três períodos do Arqueano e Proterozóico, ou seja
3,5 a 3,0 G.a., 2,5 a 2,0 G.a., 1,0 a 0,5 G.a. (Robb, 2005).
2.1.1 – Classificação das Formações Ferríferas
Essas três épocas correspondem, devido a suas características
tectônicas e associações litológicas, respectivamente, as BIF´s do tipo Algoma,
Lago Superior e Rapitan (Figura 2.1).
Formações ferríferas do tipo Rapitan são individualizadas por sua textura
oolítica, estando associados a litotipos como diamictitos (tilitos), que incluem
dropstones, arenitos, conglomerados e argilitos.
São exemplos dessa classe de formação ferrífera as fácies bandadas
em chert-hematita Snake River, no Canadá, e a formação ferrífera Jacadigo no
Brasil. Em ambos os casos, o óxido de Fe é a hematita que foi precipitada ou
25
em grabens e escarpas de falhas num ambiente de margem continental
passiva (Figura 2.2) ou em núcleos cratônicos antigos de idade proterozóica.
(Gross, 1996; Robb, 2005).
Figura 2. 1 – Modelo evolutivo e contexto tectônico das formações ferríferas do tipo Algoma, Lago Superior e Rapitan. Fonte: Robb (2005)
Figura 2. 2 – Ambientes tectônicos propensos para ocorrência das BIF´s. Extraído de Gross (1996).
As formações ferríferas do tipo Lago Superior (ou somente Superior)
constituem a classe mais abundante em volume, contemplando em cerca de
26
80% dos depósitos de formações ferríferas conhecidos e, por mais de um
século, eles vem sendo a principal fonte de minério de ferro pelo mundo (Gross,
1996).
O ambiente de formação desses depósitos foram bacias plataformais
marginais a crátons paleo a mesoproterozóicos (Figura 2.2) que permanecem
preservados nos continentes atuais (Gross, 1996; Robb, 2005).
Dentro desse ambiente plataformal associam-se a rochas de natureza
sedimentar a exemplos de quartzo-arenitos, conglomerados, dolomitos,
arcóseos, folhelhos negros e tufos e de natureza ígnea vulcânica (Gross 1996).
Já a tipo Algoma está associada a ambientes greenstone belts
Arqueanos, no domínio dos arcos vulcânicos (Figura 2.2), onde há percolação
de fluidos hidrotermais que enriquecem em Fe as rochas adjacentes pela
remoção dos demais íons (Biondi, 2003).
Esse tipo de FF ocorre restrita no tempo geológico, tendo como pico de
deposição o Arqueano, sempre associados a ambientes marinhos próximos a
arcos vulcânicos, dorsais em expansão, grabens, escarpas de falhas, e zonas
de fraturas e alternam-se com grauvacas, turbiditos, sedimentos metalíferos e
rochas vulcânicas (Gross 1996).
2.1.2 – Faciologia das Formações Ferríferas
Segundo Krumbein & Garrels (1952), os parâmetros físico-químicos de
pH e Eh são os principais fatores controladores da deposição de sedimentos
químicos, responsáveis pelas condições de acidez e oxirredução do ambiente,
respectivamente.
Seguindo essa premissa, James (1954) estabeleceu uma divisão
faciológica composta por fácies óxido, silicato, carbonato e sulfeto num estudo
na província do Lago Superior, entre o Canadá e os Estados Unidos.
Nessa classificação, correspondem a condições oxidantes a fácies
óxido; condições intermediárias as fácies silicato e carbonato; e condições
redutoras para fácies sulfeto.
Na fácies óxido existem dois tipos principais: hematita-bandada e
magnetita-bandada. No primeiro caso, rochas bandadas à hematita consistem
em hematita bandada com chert ou jaspe, onde observa-se textura oolítica. No
27
segundo caso, mais abundante, os estratos de magnetita estão alternadas com
camadas que contém proporções variadas de silicatos de ferro, carbonato e
chert.
Existem evidências de enriquecimento diagenético representado pela
abundância de magnetita e carbonato pós-deposicionais. Os principais
constituintes mineralógicos das rochas bandadas à magnetita são greenalita,
minnesotaíta, stilpnomelana, carbonato, hematita, pirita
A fácies silicato apresenta como principais minerais a greenalita,
minnesotaita, stilpnomelana ou clorita. Além disso, comumente contém
quantidades abundantes de magnetita e carbonato.
Esses silicatos são encontrados com minerais contrastantes como pirita
e hematita, indicando que estes são fases estáveis a uma ampla variação de
condições de oxirredução.
As camadas de chert, que se intercalam na fácies silicato, são de origem
primária e sua intercalação com os estratos ferruginosos podem ser
interpretadas como resultado de mudanças sazonais.
As fácies carbonato é constituída por proporções semelhantes de chert e
carbonato rico em ferro interacamadados, depositados em condições
oxigenadas o suficiente que permitiam a remoção de matéria orgânica mas
conservou os componentes ferrosos.
A falta de estrutura oolítica e granular sugere que estas rochas se
depositaram como finas argilas abaixo da zona de ação de ondas. A
paragênese mineralógica é composta por carbonatos ricos em Fe, pirita,
stilpnomelana, minnesotaíta, magnetita e hematita.
A fácies sulfeto é representada por folhelhos negros com pirita, oriundos
de uma lama orgânica depositada num ambiente marinho anormalmente rico
em Fe. Nessas condições, há formação de H2S pela sintetização de matéria
orgânica e principalmente pela redução de sulfatos em sulfetos, ambos por
ação bacteriana. Os principais minerais são pirita, carbonato de ferro e
greenalita.
É importante salientar que a divisão proposta por James (1954) foi
desenvolvida com base nas feições sedimentares originais, na medida em que
essas feições possam ser determinadas.
28
O avanço dos estudos científicos pode permitir, no futuro, novas
maneiras de separar, caracterizar e definir os tipos de formações ferríferas,
ultrapassando a classificação puramente descritiva. Isso ajudaria a explicar
muitas das rochas ricas em ferro agora compostas predominantemente de
silicatos que possuem origem metamórfica; assim como rochas caracterizadas
por abundância em óxidos de ferro devido à oxidação tardia.
O reconhecimento destes processos e produtos, contudo, não nega a
possibilidade de que as rochas ricas em ferro caracterizadas por silicatos e
óxidos também eram quando primárias sedimentares, os processos tardios
simplesmente aumentaram a dificuldade de identificação.
29
CAPITULO 3 – GEOLOGIA REGIONAL
3.1 – Introdução
O Cráton do São Francisco (CSF), segundo Almeida (1977),
corresponde a um segmento crustal consolidado entre o Arqueano e o
Paleoproterozóico, entre 3,4 Ga e 1,9 Ga, e o substrato original foi poupado
das deformações e metamorfismo das colisões que ocorreram no Brasiliano
(Barbosa et.al., 2003).
Abrange, principalmente, os Estados da Bahia e Minas Gerais, além dos
Estados de Pernambuco, Sergipe e Goiás. Os seus limites são delineados por
Cinturões de dobramentos gerados durante a orogênese Brasiliana designados
de Faixa Araçuaí e Faixa Ribeira a sul; na margem oeste a Faixa Brasília; a
Faixa Rio Preto a noroeste; e as Faixas Riacho do Pontal e Sergipana a norte e
nordeste, respectivamente (Campos-Neto, 2000; Alkmim, 2001 apud Barbosa
et. al., 2009) (Figura 3.1).
Figura 3. 1 – Mapa simplificado mostrando os limites do Cráton do São Francisco e as faixas marginais de idade Neoproterozóica. Legenda: BG: Bloco Gavião. Modificado de Cruz et al., (2004)
30
O CSF possui uma grande diversidade de ambientes geológicos,
evidenciando um histórico evolutivo do Arqueano até o recente. A área de
estudo encontra-se inserida na porção centro-leste do CSF (Figura 3.1),
especificamente na área do domínio do Aulacógeno do Paramirim (Figura 3.2).
O substrato do Aulacógeno do Paramirim é constituído pelo Bloco Gavião, um
segmento crustal construído durante o Arqueano e Paleoproterozóico (Barbosa
et.al., 2003), que compreende gnaisses, migmatitos, granitos, e sequências
metavulcanossedimentares mais antigas do que 1,8 Ga (Figura 3.3), cortado
por intrusões ácidas e básicas com idades aproximadas de 1,75 Ga (Barbosa
et.al. 2009) (Figura 3.4) e 1,5 Ga (Brito, 2007), respectivamente. Sotoposta a
essas unidades ocorrem rochas metassedimentares de idades paleo/meso e
neoproterozócas, pertencentes aos Supergrupo Espinhaço e São Francisco,
respectivamente (Palmeira, 2010).
Figura 3. 2 – Localização da área estudada no domínio do Aulacógeno do Paramirim. Legenda: BG: Bloco Gavião, BJ: Bloco Jequié, ZCBC: Zona de cisalhamento Brumado-Caetité, ES: Espinhaço Setentrional, CD: Chapada Diamantina, SRP: Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí). Fonte: Modificado de Cruz e Alkimim, 2006
31
Figura 3. 3 – Mapa Geológico do Estado da Bahia simplificado, mostrando os principais terrenos Greenstone Belt e Seqüências Vulcanossedimentares. Fonte: Modificado de Silva & Cunha (1999).
3.2 – Unidades Litoestratigráficas
No Aulacógeno do Paramirim ocorrem litotipos de idade arqueana
a neoproterozóica, além de coberturas Cenozoicas associadas, como mostrado
na coluna estratigráfica (Figura 3.5). Algumas rochas de idade arqueana a
paleotroterozóica representam o embasamento do Aulacógeno do Paramirim e
estão inseridas totalmente no Bloco Gavião e correspondem a bacia na qual
houve a sedimentação das rochas metassedimentares dos Supergrupos
32
Espinhaço (paleo/mesoproterozóico) e São Francisco (neoproterozóico).
Existem ainda intrusões ácidas e máficas que cortam esses dois Supergrupos.
Figura 3. 4 – Esboço geológico do Bloco Gavião na região de Brumado. Fonte: Modificado de Bastos-Leal (2000)
Figura 3. 5 – Coluna estratigráfica com as principais unidades geológicas regionais. Fonte: Modificado de Arcanjo (2005)
33
3.2.1 – Embasamento do Aulacógeno
O embasamento do Aulacógeno do Paramirim está totalmente
inserido no Bloco Gavião, que foi redefinido por Barbosa & Sabaté (2002, apud
Barbosa et.al. 2009). É essencialmente constituído por gnaisses de
composição tonalítica-trondjhemítica-granodiorítica (TTG), por vezes
migmatizados, anfibolitos e granulito, todas de idade arqueana a
paleoproterozóica (Bastos Leal et.al,, 1998), contendo ainda remanescentes de
sequências metavulcanossedimentares dispersas, consideradas arqueanas a
paleoproterozóica (Silva & Cunha, 1999), denominadas de Riacho de Santana;
Boquira; Urandi; Licínio de Almeida; Guajeru; Ibitira-Ubiraçaba; Umburanas;
Brumado e Contendas-Mirante. Existem na região granitoides de idade
paleoproterozóica de filiação calcioalcalina intrudindo as unidades citadas
acima.
3.2.1.1 – Gnaisse, Granulitos e Migmatitos
Com base nos dados isotópcos, petrológicos e geocronológicos,
foram identificados dois tipos de TTG´s. Essas rochas são formadas por
plagioclásio, quartzo, microclina, biotita e muscovita e como minerais
acessórios apatita, titanita, epidoto, sericita e zircão (Bastos Leal et.al., 1998).
O primeiro grupo corresponde aos TTG´s do paleoarqueano com idades U-Pb
SHRIMP em zircões entre 3,4-3,2 Ga (Barbosa & Sabaté, 2003), 207Pb/206Pb
em zircões de 3,3 Ga (Bastos Leal et. al., 1998) e 207Pb/206Pb em zircões e
monazitas de 3,33 Ga (Santos Pinto et. al., 1998), correspondendo aos
maciços de Sete Voltas, Boa Vista/Mata Verde, Bernanda, Aracatu e Lagoa da
Macambira (Martin et. al, 1991, Nutman & Cordani, 1993, Santos-Pinto et. al.,
1995, Bastos Leal et. al., 1996 apud Bastos Leal et. al. 1998).; e o segundo
grupo são TTG´s do mesoarqueano com idades U-Pb SHRIMP em zircões
entre 3,2-3,1 Ga (Barbosa & Sabaté, 2003), 207Pb/206Pb em zircões de 3,202 -
3,146 Ga (Bastos Leal et. al., 1998),207Pb/206Pb em zircões e monazitas de
3,24; 3,25 e 3,15 Ga (Santos Pinto et. al., 1998),correspondendo aos
granitoides de Serra do Eixo, Mariana e Piripá (Martin et. al., 1991, Marinho,
1991, Santos-Pinto 1996, Cunha et. al., 1996, Bastos Leal, 1998 apud Barbosa
34
& Sabaté 2003), sendo diferenciado do primeiro grupo devido a evidência de
contaminação crustal (Santos Pinto et.al., 1998).
A partir da fusão parcial dessa crosta continental antiga (Santos-
Pinto, 1996 apud Barbosa & Sabaté, 2003) de composição granítica,
granodioritica, migmatitica, os minerais formadores da rochas são plagioclásio,
quartzo, biotita e microclima e como minerais acessórios minerais opacos,
zircão e titanita (Bastos Leal et. al.,1998), estando equilibrada na fácies
anfibolito (Barbosa & Sabaté, 2003), exibindo idades Rb/Sr em 2.9-2.7 Ga
(Brito Neves et. al., 1980, Costa et. al., 1985, Santos-Pinto 1996 apud Barbosa
et. al,. 2009), correspondendo ao granito Malhada de Pedra, Lagoa do Morro e
Serra dos Pombos (Bastos Leal et. al.,1998).
O Complexo Santa Isabel constitui-se por rochas anfibolítica e
granulíticas gnaissificadas e migmatitos, alternados com níveis de gnaisses
kinzigíticos, enclaves anfibolíticos, gabróicos, dioríticos e noríticos, além de
remanescentes de rochas calcissilicáticas, formações ferríferas bandadas,
serpentina-mármores e rochas ultrabásicas com texturas do tipo spinifex
(Arcanjo et.al., 2005). Segundo Mascarenhas & Garcia (1989, apud Arcanjo
et.al, 2005), as idades Rb/Sr variam entre 2,7 e 3,0 Ga e a idade modelo
Sm/Nd segundo Leal (1998, apud Arcanjo et.al, 2005) é de 3,1 Ga.
3.2.1.2 – Sequências Metavulcanossedimentares
Apesar das sequencias metavulcanossedimentares apresentarem
idades incertas, estimou-se uma faixa entre o Arqueano e o paleoproterozoico
para a deposição das mesmas (Silva & Cunha, 1999). De acordo com esses
autores a maioria dessas sequências apresentam rochas vulcânicas
ultramáficas e máficas além de quartzitos, calcissilicáticas, carbonáticas e
formações ferríferas. Ainda de acordo com Silva & Cunha (1999), essas
sequências encontram-se metamorfizadas nas fácies xisto verde a anfibolito.
As principais sequências reconhecidas no Bloco Gavião são Umburanas,
Contendas-Mirante, Brumado, Licinio de Almeida, Urandi, Boquira, Guajeru,
Riacho de Santana, Mundo Novo e Ibitira-Ubiraçaba (Figura 3.3).
A sequência vulcanossedimentar de Umburunas é um Greenstone Belt
composto por três unidades litoestratigráficas (Cunha & Fróes, 1994), que
35
represetam três ciclos vulcânicos distintos. A unidade inferior é composta na
base por rochas metakomatiíticas acompanhadas por metabasaltos toleíticos e
metadacitos representando o primeiro ciclo vulcânico. Eles são intercalados por
quartzitos com conglomerados horizontais, metassedimentos quimicos-pelíticos
(BIF´s, cherts, metacarbonatos e rochas calssicilicáticas) e vulcanitos félsicos
atribuídos ao segundo ciclo vulcânicos. De acordo com os mesmos autores, a
unidade intermediária é dominantemente composta por metavulcânicas félsicas
do terceiro ciclo vulcânico e rochas vulcânicas epiclásticas. A unidade superior
é constituída essencialmente por metacarbonatos. Esta sequência é
dominantemente metamorfisada na facíes xisto verde.
A sequência Ibitira-Ubiraçaba compreende uma faixa continua,
em forma de ferradura, que bordeja a estrutura dômica definida por
ortognaisses migmatiticos (Arcanjo et.al., 2005). É composto por gnaisses
bandados que alternam-se com níveis de biotita/hornblendagnaisses, gnaisses
quartzo-feldspáticos e anfibolitos. Nessa sequência são comuns intercalações
de formações ferríferas bandadas, fácies silicato (grunerita/cummingtonita) e
óxido (magnetita/hematita), que às vezes gradam para metacherts e para
rochas calcissilicáticas localmente granadíferas (Arcanjo et. al. 2005). Ocorrem
ainda níveis de talco-tremolita mármores, xistos ultramáficos, ricos em antofilita
e quartzitos, localmente com fuchsita (Arcanjo et. al. 2005). Os biotita gnaisses
bandados apresentam elevado percentual de biotita e quartzo, e localmente
granada, diopsídio, actinolita-tremolita e hornblenda; ocorrem níveis
subordinados de quartzitos, rochas calcissilicáticas e anfibolitos (Arcanjo et, al,
2005).
3.2.1.3 – Granitoides Riacianos-Orosirianos
A granitogênese riaciana-orosiriana no Bloco Gavião é
representada por corpos intrusivos nas sequencias metavulcanossedimentares
e nos terrenos gnaisses-migmatíticos Arqueanos, podendo ser dividida em dois
grupos: o primeiro grupo composto pelos granitoides Espirito Santo e Iguatemi
com idades 207Pb/206Pb em zircão 2012±25 Ma e 2030±75 Ma e Sm/Nd (TDM)
entre 2,9 e 3,1 Ga (Bastos Leal et.al., 2000 apud Menezes Leal et.al., 2005)
apresentam um caráter peraluminoso (Figura 3.5) e estão situadas no limite
36
entre os campos das rochas cálcio-alcalina de alto potássio e shoshoniticas
(Figura 3.6) (Menezes Leal et.al., 2005); e o segundo grupo composto pelos
granitoides de Caculé e Rio do Paulo com idades 207Pb/206Pb em zircão
2019±32 Ma e 1959±50 Ma e Sm/Nd (TDM) entre 2,63 e 2,74 Ga (Bastos Leal
et.al., 2000 apud Menezes Leal et.al., 2005) apresentam características
metaluminosas com leve tendência a peraluminosas (Figura 3.6) e o granitoide
de Caculé apresenta-se no campo das rochas shoshoniticas enquanto o
granitoide de Rio do Paulo estão no campo das cálcio-alcalinas de alto potássio
(Figura 3.7) (Menezes Leal et.al., 2005).
Comparando os dois grupos de granitoides com a utilização de
diagramas multielementares, normalizados para o manto primitivo, os
granitoides do primeiro grupo apresentaram valores mais elevados de Rb e U e
menores valores para Ba, Sr, Hf e Zr quando comparados aos do segundo
grupo (Figura 3.8), esses padrões são semelhantes aos de granito tipo-S e
granito tipo-I, respectivamente (Menezes Leal et.al., 2005).
Figura 3. 6 – Distribuição dos granitoides do Bloco Gavião e do Lineamento Contendas-Jacobina no Diagrama Al2O3/(Na2O+K2O) vs. Al2O3/(CaO+Na2O+K2O), em proporções moleculares. Legenda: IG: Iguatemi; ES: Espirito Santo; RP: Rio do Paulo; CA: Caculé; LCJ: Lineamento Contendas-Jacobina; BG: Bloco Gavião Fonte: Menezes Leal et.al., (2005).
37
Figura 3. 7 – Diagrama K2O vs. SiO2 (% em peso) de Le Maitre (1989) com os limites composicionais de Peccerillo & Taylor (1976) para os granitoides: Maciço do Rio Paulo (quadrados vazados), Caculé (quadrados preenchidos), Espirito Santo (círculos vazados) e Iguatemi (círculos preenchidos). Fonte: Menezes Leal et.al., (2005).
Figura 3. 8 – Padrão composicional dos elementos traços para os granitoides a) Espirito Santo (círculos vazados) e Iguatemi (círculos preenchidos); b) Rio Paulo (quadrados vazados), Caculé (quadrados preenchidos). Valores normalizados para o manto primordial segundo Taylor e McLennan (1985). Fonte: Menezes Leal et.al., (2005).
Ainda segundo Menezes Leal et. al.(2005) o padrão de distribuição de
ETR para os maciços do primeiro grupo, são semelhante entre si, normalizados
para o condrito, exibem enriquecimento em ETRL em relação aos ETRP,
apresentam fracionamento moderado e acentuadas anomalias negativas de
Eu. Os padrões exibidos nesses granitoides são semelhantes aqueles
apresentados para os plútons de Lagoinha, Caetano e Serra da Franga (Figura
38
3.9 a); para o padrão ETR dos granitoides do segundo grupo, esses mostram-
se moderadamente fracionado (Rio do Paulo) enquanto o Caculé apresenta-se
pouco fracionado e também exibem enriquecimento de ETRL em ralação aos
ETRP e mostram anomalia de Eu negativo. Os padrões exibidos nesses
granitoides, embora enriquecidos, guardam um paralelismo em relação aos
granitoides alcalinos do fácies Cara Suja, Gameleira e Campo Formoso (Figura
3.8 b).
No diagrama Rb vs. (Yb+Ta) (Figura 3.10) é possível observar uma
tendência ao campo sin-colisional para os granitoides do primeiro grupo,
enquanto os do segundo grupo apresentam-se no campo dos granitos de arco,
para o maciço Rio do Paulo, e intraplaca, para o maciço Caculé (Menezes Leal
et. al. 2005).
No diagrama isotópico ԐNd(t) vs. ԐSr(t) os granitoides
apresentaram valores de ԐNd(t) entre -4,9 e -14,9 e ԐSr(t) entre +0,3 e +180
(Figura 3.11), segundo Menezes Leal et. al. (2005) as variações isotópicas nos
granitoides podem ser atribuídas ao envolvimento de componentes mantélicos
e crustais na gênese destas rochas e/ou heteroneidades da fonte crustal do
magma destes granitoides.
Figura 3. 9 – Padrão de distribuição dos ETR, normalizados para os condritos: a) para os granitoides de Espirito Santo (círculos vazados) e Iguatemi (círculos preenchidos), o campo sombreado representa o padrão ETR dos granitoides de Lagoinha, Caetano e Serra da Franga, dados compilados de Cuney et. al. (1990) e Santos-Pinto (1996). b) para os granitoides de Rio Paulo (quadrados vazados), Caculé (quadrados preenchidos), o campo sombreado representa o padrão ETR dos granitoides de Cara Suja, Gameleira e Campo Formoso, dados compilados de Cuney et. al. (1990) e Santos-Pinto (1996). Fonte: Menezes Leal et.al., (2005)
39
Figura 3. 10 – Diagrama Rb (ppm) vs. (Yb+Ta) de Pearce et. al. (1984) para as os granitoides. VAG- Arcos Vulcanicos, ORG – Dorsais Oceânicas, WPG – Intraplacas e SYN-COL – Sin-Colisionais. Maciço do Rio Paulo (quadrados vazados), Caculé (quadrados preenchidos), Espirito Santo (círculos vazados) e Iguatemi (círculos preenchidos). Fonte: Menezes Leal et.al., (2005)
Figura 3. 11 – Diagrama isotópico ԐNd(t) vs. ԐSr(t) para os granitoides transamazônicos do Bloco Gavião e demais intrusões associadas ao Lineamento Contendas-Jacobina. Maciço do Rio Paulo (quadrados vazados), Caculé (quadrados preenchidos), Espirito Santo (círculos vazados) e Iguatemi (círculos preenchidos). Fonte: Menezes Leal et.al., (2005).
40
3.2.2 – Suíte Intrusiva Lagoa Real
A suíte intrusiva Lagoa Real é um batólito de composição granítico-
sienítica no, que foi intrudido durante a tafrogênese estateriana, estando
localizada na margem setentrional do Orógeno Araçuaí. A variação litológica
compreende meta-granitoides, que foram deformados em zonas de
cisalhamento dando origem a ortognaisses.
Um exemplo desta litologia é o granitoide de São Timóteo que
compreende sienitos a granitos isotrópicos e levemente foliados com
granulação média a grossa, pegmatoidal/porfirítica podendo ocorrer também
enclaves máficos (Arcanjo et al, 2005). Tal granitoide foi datado em 1,75 Ga
segundo metodologia U/Pb (Turpin et al., 1988; Cordani et al., 1992 apud Cruz
et.al., 2007) e Pb/Pb por Cruz et al. (2007).
Os ortognaisses são caracterizados por granulação média a grossa e
composição sienítica a granítica, com hornblenda e/ou biotita. Os
augengnaisses são caracterizados pela granulação média a grossa,
porfiroclástica. A composição destas rochas varia de quartzosienítica a
granítica (Arcanjo et al, 2005). O magma gerador do complexo relaciona-se a
um magma metaluminoso e calci-alcalino de alto K devido à fusão de uma
crosta ígnea com contribuição sedimentar (Teixeira, 2000 apud Arcanjo et al,
2005).
3.2.3 – Supergrupo Espinhaço
O Supergrupo Espinhaço é representado por uma megasequência de
sedimentos siliciclásticos e vulcanitos depositados no intervalo que abrange 1,8
até 1,0 Ga (Loureiro et al, 2009). Esta sequencia foi depositada em um par de
rifts superpostos que evoluíram conjuntamente (Schobbenhaus, 1996). O
espinhaço Setentrional e a Chapada Diamantina Ocidental são as sub-bacias
desse sistema de rifts Paleo-Mesoproterozóicos.
Os rifts evoluíram ao longo de três fases tectônicas que resultaram na
deposição de rochas diversificadas. Para o segmento da Chapada Diamantina
e o segmento Espinhaço Setentrional, respectivamente, observa-se: 1) A fase
pré-rift é identificada pelos preenchimentos de origem eólica constituindo a Fm.
41
Serra da Gameleira e o grupo Oliveira dos Brejinhos. 2) Durante a fase sin-rift
foram depositadas rochas vulcânicas e subvulcânicas ácidas assim como
intrusões graníticas correspondendo, respectivamente, a Formação Novo
Horizonte (Chapada Diamantina) assim como a Formação São Simão no
Espinhaço Setentrional (Guimarães et. al., 2008). Em seguida depositaram-se
sequencias siliciclásticas constituindo depósitos lacustres de leques aluviais,
flúvio-deltáicos e eólicos que, no caso da Chapada Diamantina, corresponde as
Formações Lagoa de Dentro e Ouricuri do Ouro sendo ambos integrantes do
Grupo Rio dos Remédios (Guimarães et. al., 2008).
Na fase pós-rift ocorrem depósitos de origem eólica da Formação
Mangabeira e marinhos rasos da Formação Açuruá sendo ambas integrantes
do Grupo Paraguaçu, assim como foram depositados a supersequência
Tombador Caboclo (Guimarães et. al., 2008). Já no Espinhaço Setentrional
ocorreram deposições de metarenitos da Formação Fazendinha, filitos e
dolomitos da Formação da Serra da Garapa e metarenitos de plataforma da
Formação Boqueirão.
3.2.4 – Intrusões Máficas
Estas rochas ocorrem como intrusões na forma de sills e diques. A
composição remete gabros, diabásios, dioritos e actinolitos de coloração cinza-
escuro a esverdeado, de granulação média a fina e textura ofítica a subofítica.
Apesar da isotropia, podem apresentar foliação devido a fluxo magmático
(Arcanjo et al., 2005). Estas idades foram obtidas para estas intrusões.
Identificou-se a idade de 1200 e 500 Ma pelo método K-Ar (Sá et al, 1976 apud
Arcanjo et. al., 2005). Estas idades podem ser o registro de 2 pulsos
extensionais ocorridos durante a evolução do rift espinhaço (Arcanjo et. al.,
2005).
Estas rochas tem ampla distribuição regional atingindo desde o
Espinhaço Setentrional até a Chapada Diamantina. No Espinhaço Setentrional
esta litologia ocorre como diques e soleiras intrusivas nos Grupos São Marcos,
Santo Onofre e Oliveira dos Brejinhos (Loureiro et al, 2009). O mesmo autor
define a litologia máfica como gabróica com granulometria de média a grossa.
A precipitação mineral permitiu a geração de textura cumulática e a
42
composição varia entre ortopiroxênio, clinopiroxênio, olivina e plagioclásio. As
idades encontradas foram de 1492 Ma por U/Pb em zircões. Já na Chapada
Diamantina, as intrusões ocorrem até a Formação Ouricuri do ouro sendo a
litologia leucogabróica de granulometria fina com foliação gerada por processos
deformacionais (Loureiro et al, 2009).
3.2.5 – Supergrupo São Francisco
As unidades estratigráficas que compõe este supergrupo distribuem-se
como coberturas sedimentares (Grupo Macaúbas e Bambuí na bacia do São
Francisco e Formação Bebedouro e Salitre no Grupo Uma, na Chapada
Diamantina).
Esta unidade se encontra sobreposta ao Supergrupo Espinhaço e
engloba as rochas terrígenas e carbonáticas que foram depositadas num
ambiente marinho com influência glaciogênica (Barbosa et. al., 1996). Foi
dividido em domínio ocidental e oriental.
Na bacia do São Francisco, os Grupos Macaúbas e Bambuí são os
principais representantes sendo que o Grupo Macaúbas é constituído por
sedimentos glaciogênicos enquanto o Grupo Bambuí caracteriza rochas
siliciclásticas e calcários interestratificados (Barbosa et. al,, 1996).
Já a Chapada Diamantina é composta pelo Grupo Una que engloba a
Formação Bebedouro. É constituída por diamictitos de origem glacial. Essa
unidade é sobreposta pela Formação Salitre, composta por litofácies
carbonáticas depositadas em ambiente marinho raso em planíce de maré
(Barbosa et al, 1996).
3.3 – Evolução Deformacional
A área de estudo encontram-se no denominado Cráton do São
Francisco (Almeida, 1977), este, tendo sido originado a partir de colisões de
placas de idades arqueanas, que foram metamorfisadas em fácies xisto verde,
anfibolito e granulito, tendo sua configuração atual a partir do evento
Paleoproterozóico (Barbosa et al, 2003).
43
O Bloco Gavião, sendo a placa mais antiga do Cráton, com idade
aproximada de 3.4 Ga até 3.1 Ga (Bastos Leal et al, 1998), foi formado desde o
paleo-arqueano até o Paleoproterozóico marcado pela formação de núcleos de
granitoides com sucessivos episódios de plutonismo TTG, com idades que
variam entre 3.15 e 3.42 Ga (Martin et. al., 1991, Nutman & Cordani, 1993,
Santos-Pinto et al., 1995, Bastos Leal et al, 1996 apud Bastos Leal et al, 1998).
De acordo com idades obtidas pelo método Sm-Nd entre 3.2 e 3.7Ga houve
reciclagem crustal ainda não bem identificada durante a gênese desses
terrenos TTG (Marinho et al, 1992, Santos-Pinto, 1996, Sate et al., 1996,
Cunha et al., 1996 apud Bastos Leal et al, 1998).
Para Arcanjo et al (2005) a evolução arqueana do Bloco Gavião pode
ser subdividida em 4. Nos dois primeiros estágios, uma crosta siálica primitiva
foi gerada e em seguida houve deposição de sequencias vulcanosedimentares
algumas tipo Greenstone Belts. Num terceiro estágio teria havido uma orogenia
com subducção de placas oceânicas com formação de prisma acrescionário,
no quarto e último estágio foi subdividido em dois períodos, sendo que no
primeiro em torno de 2.400 a 2.300 Ma houve orogenia desenvolvendo a faixa
móvel Urandi-Paratinga, e o segundo período do quarto estágio, em torno de
2.200 a 2.000 Ma, teria ocorrido o espessamento crustal com a fusão parcial da
porção inferior da crosta primitiva, migmatizando-a, e posteriormente, teria
ocorrido um período de relaxamento após a compressão do orógeno (Figura
3.12).
Já segundo Barbosa et al (2003), dados geológicos/geocronológicos
permitiram agrupar placas arqueanas sugerindo que quatro blocos (Bloco
Gavião, Bloco Jequié, Bloco Serrinha e Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá)
colidiram durante o Paleoproterozóico (Figuras 3.13 e 3.14) com uma
cinemática geral no sentido NW-SE, que teria seu auge colisional por volta de
2.1 a 2.0 Ga.
Esta colisão teria resultado, nas fases iniciais, numa sobreposição
tectônica do Bloco Itabuna-Salvador- Curaçá no Bloco Jequié e o Bloco Jequié
sobreposto no Bloco Gavião (Barbosa et al 2003). Num período posterior de
relaxamento pós-compressional, intrusões tardias de charnokitos intrudiram na
parte norte do bloco Jequié e corpos graníticos intrudiram os outros blocos,
ainda segundo Barbosa et al (2003).
44
Em torno de 1750 Ma, durante a trafogênese estateriana houve a
formação de uma bacia flexural no Cráton, evoluindo para um rift intracratônico
ou aulacógeno. A continuidade distensional WSW-ENE ocasionou na
implantação do rift espinhaço na plataforma Transamazônica, onde teve início
deposicional de sedimentos do Grupo Paraguaçu e Oliveira dos Brejinhos,
controlada por sistemas horst-graben (Guimarães et. al. 2008).
Figura 3. 12 – Interação entre Corredor do Paramirim e o Orógeno Araçuai. Fonte: Arcanjo et. al.(2005).
45
Figura 3. 13 – Seção geológica estrutural regional das unidades geotectônicas após a colisão paleoproterozóica dos blocos Arqueanos. Região Nordeste Fonte: Modificado de Barbosa & Sabaté (2003).
Figura 3. 14 – Estruturação regional das unidades geotectônicas após a colisão paleoproterozóica dos blocos Arqueanos. Região Sul-Sudeste. Fonte: Modificado de Barbosa & Sabaté (2003).
Um evento extensional posterior, no início do Neoproterozóico,
ocasionou uma nova tafrogênese resultando num soerguimento e erosão
parcial dos sedimentos do Espinhaço/Chapada controlada por subsidência
flexural da crosta instalando o rift Santo Onofre, acompanhado por intrusões de
rochas básicas, sendo esta fase de direção geral N-S (Guimarães et. al. 2008).
Já por volta de 650 Ma, a deformação neoproterozóica, compressiva
com campo de encurtamento WSW-ENE provocou a inversão do Rift
46
Espinhaço, associado a zonas de cisalhamento dúctil, afetando o supergrupo
Espinhaço e São Francisco (Cruz & Alckmin, 2006, Guimarães et. al. 2008).
A inversão do Rift do Espinhaco ocorreu devido a indução a partir de
esforços de deformação das faixas Brasília e Rio Preto (Alkimim, 1993), esta
levou a formação do Aulacógeno do Paramirim (Figura 3.15) com nucleação de
zonas de cisalhamento com história de reativações sucessivas (Cruz et.al.,
2007).
Figura 3. 15 – Interação entre o Corredor do Paramirim e o Orógeno Aracuai. Fonte: Alkimin et.al., (2007).
47
CAPITULO 4 – GEOLOGIA LOCAL
O presente capitulo objetiva expor os dados referentes as unidades
observadas em campo, bem como a descrição microscópica destas e analises
litogeoquimicas.
Na área estudada foram identificados Ortognaisses-Migmátiticos do
Complexo Gavião, assim como parte das rochas descritas no Greenstone Belt
Ibitira-Ubiraçaba representada principalmente por rochas metamáficas e
metaultramáficas, quartzitos, metacarbonatos e formações ferríferas. Essas
unidades podem ser observadas na figura 4.1 (Galvão , C.F., 2009 in Nunes &
Souza, 2010).
4.1 – Ortognaisses-Migmátiticos do Complexo Gavião
Os afloramentos comumente se encontram expostos sob as formas de
lajedos e blocos isolados. Apresenta cor cinza e, quando alterada coloração
alaranjada, formando uma camada milimétrica a centimétrica dessa cor.
Apresentam granulação média e a sua mineralogia é constituída
essencialmente por plagioclásio, k-feldspato, quartzo, biotita e hornblenda.
Foi observado um bandamento gnáissico (Foto 4.1) cuja as bandas
possuem espessura centimétrica. São bem marcados e subdividem-se em
bandas leucocráticas e melanocráticas. A mineralogia primária da porção
leucocrática é representada por quartzo e feldspatos. As bandas
melanocráticas são compostas predominantemente por biotita, plagioclásio e
anfibólio. Em alguns locais foi possível observar estruturas migmatíticas do tipo
schlieren. Considera-se que essas rochas estão equlibradas na fácies anfibolito
alto, pela quantidade de migmatitos que apresenta.
Processos hidrotermais posteriores geraram veios preenchidos por sílica
e epídoto (Foto 4.2).
Essa litologia apresenta evidencias de deformações dúcteis e rúpteis
representadas por estruturas como o bandamento gnáissico Sn, que abriga
dobras intrafoliais indicando Sn//Sn-1. Esse bandamento encontra-se dobrado
em dobras isiclinais, pitgmaticas e assimetricas formando uma superfície Sn+1,
boudinada. Transpondo essas estruturas existem feições de migmatização, a
48
exemplo da schilieren. Todo o conjunto encontra-se cortado por falhas com
movimentos aparentes destrais e sinistrais. Relíquias da fase ígnea são
observadas na forma de porfiroclastos de feldspato (Foto 4.3).
Foto 4. 1: Bandamento gnáissico leuco e melanocrático no ortognaisse Gavião. Coordenada UTM de 182406/8427300
Devido à extensa cobertura de solos não foi possível evidenciar um
contato direto entre o Greenstone Belt e os ortognaisses migmatiticos do Bloco
Gavião.
4.2 – Greenstone Belt Ibitiara-Ubiraçaba
O Greenstone Belt Ibitira-Ubiraçaba é formado por uma sequência de
sedimentos, compostos por quartzitos, carbonatos e formações ferríferas,
intercalados com rochas vulcânicas máficas e ultramáficas, equilibrados na
fácies anfibolito alto.
49
Figura 4. 1 – Mapa Geologico de semidetalhe incluindo a área pesquisada Fonte: Galvão C.F., 2009, extraído de Nunes & Souza, 2010.
50
Foto 4. 2: Processo hidrotermal gerando veio de epídoto e sílica em granodioritos do ortognaisse Gavião. Coordenada de UTM 182406/8427300
Foto 4. 3: Pórfiroclasto de feldspato em granodioritos do ortognaisse Gavião. Coordenada de UTM 182406/8427300
51
4.2.1 – Rocha Metaultramáfica
Os afloramentos desses litotipos ocorrem na forma de lápides e lajedos.
Apresenta-se usualmente com uma capa avermelhada oriunda da alteração
das rochas ricas em ferro, possuindo abaixo dessa capa coloração esverdeada
característica da alteração da mineralogia primária. A granulação é média a
grossa. Possuem composição ultrabásica (provavelmente piroxenitos e
peridotitos), que sob a ação do metamorfismo e metassomatismo,
respectivamente, se transformam em anfibolitos (Foto 4.4) e serpentinitos, o
que confere a cor observada. Estas rochas, de fácil desintegração, estão
geralmente intemperizadas e produzem um solo de coloração roxa.
Nos afloramentos próximos ao contato com os ortognaisses foram
observadas foliações com direções e mergulho semelhantes com as dessa
unidade (Sn= N080/80S), por essa razão acredita-se que o contato entre essas
unidades seja de caráter tectônico, marcado por zonas de cisalhamento.
Foto 4. 4: Afloramento de rocha metaultramáfica anfibolitizada. Visada para N. Coordenada de UTM 185347/8436744
As feições de alteração hidrotermal são representadas pela presença de
serpentina que é uma mineralogia decorrente da alteração de olivinas e
piroxênios.
52
4.2.2 – Rocha Metamáfica
Rochas Metamáficas foram verificadas em apenas um afloramento
encontrado sob a forma de lajedo/encosta de morro e com aproximadamente
60 metros quadrados. A rocha apresenta coloração escura e composição
gabróica, com textura grossa e mineralogia rica em plagioclásio, biotita e
anfibólio (Foto 4.5).
Encontra-se pouco intemperizada e sem indícios de hidrotermalização.
Foi observado um acamadamento So incipiente marcada principalmente pela
biotita (Foto 4.6), com posição N355/50E.
Foto 4. 5: Gabro com composição mineralógica predominante de plagioclásio, biotita e anfibólio. Coordenada UTM de 185096 e 8435923. Visada para SE
4.2.3 – Quartzitos
Lentes e pacotes de quartzitos são frequentes nas cristas e nas
encostas das maiores elevações devido à maior resistência destas rochas ao
intemperismo. Apresentam coloração que variam do cinza claro ao verde, estes
53
portadores de fuchsita (Foto 4.7), ou castanho. Possui granulação fina a média
e localmente grossa, podendo apresentar-se como quartzitos puros, sericiticos,
fuchsiticos e ferruginosos. O grau de alteração é muito baixo devido à grande
resistência do quartzo. O solo gerado é do tipo neossolo quartzarênico de cor
esbranquiçada. Encontram-se intensamente fraturados e em alguns locais
laminados.
Foto 4. 6: Foliação S0 da rocha metamáfica marcada pela biotita. Coordenada UTM de 185096 e 8435923. Visada para SE
4.2.4 – Rochas Carbonáticas
Os afloramentos desse litotipo são raros e ocorrem como blocos
isolados. Apresenta coloração acinzentada e, quando alterada aparecem tons
amarronzados (Foto 4.8). Sua granulação é média a grossa. O intemperismo
destas rochas produz um solo argiloso de cor bruno avermelhado (Foto 4.9), a
coloração característica do solo dessa unidade foi bastante utilizada para o
mapeamento da mesma, devido escassez de afloramentos. Tratam-se de
dolomitos com vênulas de calcita e óxidos de ferro, estas provavelmente
formadas por processos de remobilização.
54
Foto 4. 7: Quartzito com coloração esverdeada, característico da presença de fuchsita.
Foto 4. 8: Aspecto textural das rochas carbonaticas.
55
Foto 4. 9:Coloração característica dos solos gerados a partir do intemperismo das rochas carbonaticas.
4.2.5 – Formações Ferríferas
Os afloramentos comumente se encontram expostos sob as
formas de lápides e encostas de morro, com direção preferencial N-S
apresentando mergulhos subverticais (Foto 4.10). Todo o pacote encontra-se
altamente deformado, apresentando dobras apertadas, desarmônicas e
crenulação (Foto 4.11). Apresentam bandas alternadas de magnetita/hematita,
bandas de coloração preta a cinza, sílica e carbonatos, bandas de coloração
esbranquiçada, e suborbinados entre as camadas cummingtonita/grunerita, o
bandamento é bem marcado com bandas centiméticas com cristais de
granulação fina. Possuem ainda níveis de chert ferruginoso.
Devido a pouca quantidade dos afloramentos na região o mapeamento a
partir do solo se fez muito necessário, uma vez que as diferentes litologias
geram solos de diferentes cores. O intemperismo sobre as rochas desse litotipo
geram um solo avermelhado (Foto 4.12) em contraste com as os quartzitos e
as rochas carbonaticas, que geram solos claros e brunos, respectivamente.
Durante o mapeamento não foi possível observar contatos diretos entre
as formações ferríferas e suas encaixantes, porem no entorno das mesmas foi
observado afloramentos e blocos rolados de quartzitos e rochas carbonaticas,
supondo que estes encontrem-se alternados no Greenstone Belt.
56
Foto 4. 10: Formação ferrífera com mergulho subvertical e direção aproximada N-S.
Foto 4. 11: Amostra de rocha da formação ferrífera bandada apresentando crenulação
57
Foto 4. 12: Coloração característica dos solos gerados a partir do intemperismo das formações ferríferas.
4.3. – Características petrográficas
Foram descritas um total de oito lâminas referentes a formações
ferríferas de dois alvos (Alvo I: VBS-16, VBS-17, VBS-18 e VBS-21; Alvo II:
VBS-26, VBS-27, VBS-28 e VBS 29) além de uma amostra de rocha
ultramáfica (VBS-11), todas elas inseridas no Greenstone Belt Ibitira-
Ubiraçaba, totalizando nove lâminas descritas.
i) Alvo I
A lâmina VBS-16, microscopicamente, apresenta textura granoblástica
granular, decussada, nematoblástica e bandamento constituído pela
alternância de bandas quartzosas e magnetiticas. Apresenta cristais de
grunerita, quartzo e óxidos (devido ao magnetismo observado em campo
admite-se que esse óxido seja uma magnetita) de forma segregada, formando
bandas claras e escuras (Microfotografia 4.1), quando observadas em luz
plana. As bandas claras são predominantemente grunerita e quartzo,
ocorrendo óxidos subordinadamente, enquanto as bandas escuras são
formadas preferencialmente por óxidos.
58
O quartzo perfaz cerca de 55% do volume total da lâmina, ocorre como
cristais xenomórficos a subidiomorficos, geralmente exibem como um mosaico
devido a sua recristalização, possuem tamanhos variando de 0,5 a 1,2mm,
geralmente os contatos entre os cristais são curvos, apresentando em alguns
locais esse contato reto. Esses cristais apresentam extinção ondulante, um
indicativo que o cristal sofreu recistalização em condições de metamorfismo
com pressão dirigida.
Microfotografia 4. 1 – Cristais de quartzo e óxidos de ferro, segregados, formando bandas claras e escuras; a: luz plana, b: luz polarizada; 25x (mag=magnetita; qtz=quartzo).
Os óxidos (magnetita) ocupam cerca de 30% do volume da lâmina,
ocorrem como cristais xenomórficos a idiomórficos, esses raramente,
apresentam tamanhos variados que vão de 0,1 a 1,3 mm, apresentam contatos
curvos com os cristais de quartzo, por vezes retilíneos, e irregulares com a
grunerita. Ocorrem também como martita, que corresponde a parte que foi
intemperizada.
Os cristais de grunerita ocupam um total de 15% da lâmina, geralmente
ocorrem bordejando os óxidos, sendo observada forma prismática
(Microfotografia 4.2), muitas vezes orientados seguindo o plano de foliação,
aparecendo com habito acicular. Estão confinadas a algumas partes da lâmina,
não tendo uma distribuição homogênea como os demais minerais. Apresentam
um pleocroismo que varia do castanho ao castanho claro.
59
Microfotografia 4. 2 – Cristais prismáticos de grunerita bordejando os óxidos exibindo bandeamento e orientação; a: luz plana, b: luz polarizada; 25x (mag=magnetita; gru=grunerita).
A rocha pode ser classificada como pertencente a fácies óxido, próximo
a zona de transição para a fácies silicato, denominando-a de grunerita
magnetita quartzito.
A lâmina VBS-17 apresenta textura granoblástica granular e poligonal,
apresenta bandamento constituído pela alternância de bandas quartzosas e
magnetiticas., sem orientação dos cristais, composta por quartzo e óxidos
(magnetita) (Microfotografia 4.3).
Microfotografia 4. 3 – Cristais de quartzo e oxidos de ferro exibindo segregação de banda; a: luz plana, b: luz polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo; mt=martita).
Os cristais de quartzo preenchem 60% do volume, ocorrem muitas vezes
como um mosaico, apresentando-se também com uma trama irregular, com
cristais inequigranulares, com tamanhos de 0,1 a 0,7mm e apresentam
extinção ondulante. Os óxidos ocupam cerca de 40% da lâmina, ocorrendo
como cristais xenomórficos e inequigranulares, variando o seu tamanho de 0,1
a 1,2mm. Os contatos entre os cristais na maior parte é curvo apresentando
60
alguns retilíneos entre dois cristais de quartzo. Quando intemperizada o óxido
altera-se para a martita, observada na micrografia 4.3 com tons avermelhados.
Essa rocha foi classificada como sendo da fácies óxido, denominando-a
de magnetita quartzito.
A lâmina VBS-18 apresenta cristais de quartzo e óxidos (magnetita)
alongados e orientados segundo o plano de foliação principal, apresentam
textura granoblástica poligonal é bandada apresentando as bandas claras mais
espessas que as escuras (Microfotografia 4.4).
Microfotografia 4. 4 – Alternância de bandas claras e escuras, com maior espessuras das bandas claras; a: luz plana, b: luz polarizada; 25x (mag=magnetita; qtz=quartzo).
Os cristais de quartzo ocupam cerca de 65% do volume da lâmina,
ocorrendo como um mosaico com cristais alongados e outros preservados,
variam o seu tamanho de 0,1 a 1,3 mm, apresentam extinção ondulante e
possui contatos curvos a retos.
Os óxidos (magnetita) representam cerca de 35% da lâmina, seus
cristais são xenomórficos a subidiomorficos, variam o seu tamanho de 0,1 a 1,7
mm, possuem contatos curvos a retos entre si e os cristais de quartzo. Os
cristais de menores classes de tamanho (0,1 a 0,3 mm) ocorrem
preferencialmente nas bandas escuras com algum quartzo subordinado. Os
cristais de óxidos que ocorrem nas bandas claras ainda preservam a sua forma
original, uma vez que é raro observar cristais de óxidos alongados nessas
bandas. Foi possível observar na lâmina seções prismáticas que confirmam
que os óxidos são magnetitas.
Da mesma maneira que a amostra VBS-18 essa rocha foi classificada
como sendo da fácies óxido, denominando-a de magnetita quartzito.
61
A lâmina VBS-21 apresenta segregação de bandas claras, mais
espessas e escuras, menos espessas, composicionalmente essa lâmina
apresenta cristais de quartzo, óxidos e grunerita (Microfotografia 4.5).
Microfotografia 4. 5 – Banda espessas de quartzo alternada com banda fina de óxido de ferro e cristais de grunerita imersos em uma massa oxidada; a: luz plana, b: luz polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo).
O quartzo representa 53% da lâmina descrita, ocorre como um mosaico
de cristais xenomórficos a subidiomorficos, com tamanhos variando de 0,1 a
0,7 mm, possuem contatos curvos a retos entre si e os demais cristais. Ainda
apresentam extinção ondulante e estão orientados e alongados.
Os óxidos ocupam cerca de 45% do volume total da lâmina, ocorre como
cristais xenomórficos a subidiomorficos, possuem tamanhos de 0,1 a 1 mm, na
sua maioria estão alongados, porém é possível observar pórfiros que não estão
alongados, esses pórfiros chegam a 2 mm de diâmetro e possuem uma forma
circular. A matriz apresenta contatos curvos a retos entre si e os demais
cristais, nos pórfiros os contatos são curvos.
A grunerita ocorre em 2% da lâmina, ocorrendo de maneira disseminada
em bolsões de cristais oxidados apresentando pleocroismo que varia de
castanhos a castanho claro, possuem habito acicular e forma prismática, são
cristais xenomórficos que possuem tamanho de 0,1 a 0,3 mm.
A rocha pode ser classificada como pertencente a fácies óxido, próximo
a zona de transição para a fácies silicato, denominando-a de magnetita
quartzito com grunerita.
62
ii) Alvo II
A lâmina VBS-26 apresenta textura granoblastica granular e
nematoblastica. Apresenta cristais de carbonato, possivelmente
ankerita/siderita (esses serão referidos genericamente como Fe-carbonatos),
óxidos e quartzo suborbinadamente (Microfotografia 4.6).
Microfotografia 4. 6 – Lâmina composta por cristais de carbonato, óxidos e quartzo; a: luz plana, b: luz polarizada; 25x (mag=magnetita; qtz=quartzo; Fe-C=Fe-carbonato).
Os óxidos ocorrem em cerca de 50% da lâmina, apresentam cristais
xenomórficos, com tamanhos de 0,1 a 0,6 mm, possui contatos curvos.
Ocorrem principalmente como martita na interface dos cristais.
O quartzo representa 30% do volume, ocorre como cristais
xenomórficos, com tamanhos de 0,1 a 1 mm, possui seus contatos curvos e
apresentam extinção ondulante na maioria dos cristais.
Os cristais de Fe-carbonato ocupam cerca de 20% do volume total da
lâmina, ocorrendo ora sem orientação preferencial ora com e por vezes
alongados (Microfotografia 4.7) São cristais xenomórficos a subidiomorficos,
com tamanhos variando de 0,1 a 1,5 mm, possuem contatos entre si e os
demais cristais curvos e retos. Alguns cristais apresentam geminação
polissintetica do tipo albita (Microfotografia 4.8).
A rocha pode ser classificada como pertencente a fácies carbonato,
denominando-a de Fe-carbonato quartzo magnetitito
63
Microfotografia 4. 7 – Cristal de carbonato alongado; a: luz plana, b: luz polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo; Fe-C=Fe-carbonato).
Microfotografia 4. 8 – Geminação polissintetica em cristal de carbonato; a: luz plana, b: luz polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo; Fe-C=Fe-carbonato).
A lâmina VBS-27 apresenta textura granoblastica granular,
nematoblastica e bandamento incipiente. Apresenta cristais de carbonato,
quartzo e óxidos (Microfotografia 4.9)
Microfotografia 4. 9 – Lâmina composta por cristais de carbonato, quartzo e óxidos; a: luz plana, b: luz polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo; Fe-C=Fe-carbonato).
64
Os óxidos (magnetita) ocupam cerca de 50% do volume, ocorre como
cristais xenomórficos de 0,1 a 1,5 mm, possuem direção preferencial e além de
ocorrer nas bandas escuras ocupam os interstícios dos demais cristais
(Microfotografia 4.10), apresentam contatos curvos entre si e os demais
cristais.
Microfotografia 4. 10 – Lâmina composta por cristais de carbonato, quartzo e óxidos; a: luz plana, b: luz polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo; Fe-C=Fe-carbonato).
O Fe-carbonato representa 30% do volume da lâmina, ocorrendo ora
sem orientação preferencial ora com e por vezes alongados. São cristais
xenomórficos a subidiomorficos, com tamanhos variando de 0,1 a 1 mm,
possuem contatos entre si e os demais cristais curvos e retos. Alguns cristais
apresentam geminação polissintetica do tipo albita (Microfotografia 4.10).
Esses cristais formam bandas claras em luz plana em associação com os
cristais de quartzo, intercaladas com bandas escuras com predominância de
cristais de óxidos.
O quartzo ocorre em 20% da lâmina, apresentam cristais xenomórficos
de 0,1 a 0,5 mm, não possuem orientação preferencial, apresentam contatos
curvos e extinção ondulante na maioria dos cristais.
A rocha pode ser classificada como pertencente a fácies carbonato,
denominando-a de quartzo Fe-carbonato magnetitito
A lâmina VBS-28 apresenta textura nematoblastica, com foliação bem
marcada pelos cristais de Fe-carbonato, porfiroblastica e bandamento
constituído pela alternância de bandas quartzosas e magnetiticas.. Ocorrem
cristais de carbonato, óxidos e quartzo subordinadamente (Microfotografia
4.11).
65
O Fe-carbonato ocupa cerca de 40% do volume total da lâmina,
marcando a foliação principal (Microfotografia 4.12), apresentam cristais
xenomórficos alongados e muito finos, os cristais possuem menos de 0,1 mm,
ocorrendo pórfiro, de 1,3 mm, truncando a foliação (Microfotografia 4.13), os
contatos entre os cristais são retos apesar de serem xenomórficos.
Microfotografia 4. 11 – Lâmina composta por cristais de carbonato, óxidos e quartzo subordinadamente; a: luz plana, b: luz polarizada; 25x (mag=magnetita; qtz=quartzo; Fe-C=Fe-carbonato).
Microfotografia 4. 12 – Cristais de carbonato marcando a foliação; a: luz plana, b: luz polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo; Fe-C=Fe-carbonato).
Os óxidos ocorrem em 40% da lâmina, ocorrendo como cristais
xenomórficos a subidiomorficos com tamanhos variando de menos de 0,1 a 0,6
mm e nos interstícios dos demais cristais, apresentam contatos curvos a retos.
O quartzo representa 20% da lâmina, ocorrendo subordinadamente na
banda clara onde predomina carbonato, apresentam cristais menores que 0,1
mm, contatos retos apesar de serem xenomórficos. Foi possível observar
extinção ondulante em alguns cristais com o aumente de 200x.
66
Microfotografia 4. 13 – Pórfiroblasto truncando a foliação; a: luz plana, b: luz polarizada; 100x (mag=magnetita; qtz=quartzo; Fe-C=Fe-carbonato).
A rocha pode ser classificada como pertencente a fácies carbonato,
denominando-a de quartzo Fe-carbonato magnetitito
A lâmina VBS-29 apresenta cristais de óxidos e subordinadamente
cristais de quartzo (Microfotografia 4.14). O volume dos óxidos na lâmina
representa 95% e o restante representado por quartzo, observado sob a forma
de um sistema de vênulas.
Microfotografia 4. 14 – Lâmina composta por cristais de óxidos e quartzo subordinadamente; a: luz plana, b: luz polarizada; 25x (mag=magnetita; qtz=quartzo).
Está lâmina apresenta-se inconclusiva, pois em campo foi observado
bandas intercaladas de chert e magnetita, não observado essas bandas na
lâmina. Na lâmina seria classificada como magnetitito, porem em campo essa
foi classificada como um quartzo magnetitito.
iii) Rocha Ultramáfica
A lâmina VBS-11 apresenta cristais de serpentina e óxidos
subornidadamente (Microfotografia 4.15).
67
Microfotografia 4. 15 – Lâmina composta por cristais de serpentina e óxidos subordinadamente; a: luz plana, b: luz polarizada; 100x.
A serpentina ocupa 95% do volume total da lâmina, apresentando
textura spinifex reliquiar. O restante da lâmina é preenchida por óxido
(magnetita). A partir do metassomatismo hidrotermal de uma olivina
((Mg,Fe)2SiO4), são gerados o óxido (Fe3O4) e a serpentina (Mg3(Si2O5)(OH)4).
A rocha pode ser denominada de serpentinito.
4.4. – Características litogeoquímicas
Foram realizadas 24 análises químicas sendo amostras de todas as
litologias encontradas na área de estudo. A maioria das analises não foi
utilizada para interpretações litogequimicas para caracterização da formação
ferrífera, pois apresentaram valores abaixo do limite de detecção para o
método ou valores próximo ao background, sem demostrar interação dessas
rochas com as formações ferríferas.
Foram feitas analises litogeoquímicas em sete amostras de formações
ferríferas. Todas as amostras foram analisados pelo método de FRX para
elementos maiores e menores (SiO2, Al2O3, Fe2O3, CaO, MgO, TiO2, P2O5,
Na2O, K2O e MnO) e traço pelo método do ICP (Ag, As, B, Ba, Be, Bi, Cd, Co,
Cr, Cu, La, Li, Mo, Ni, Pb, Sb, Sc, Se, Sn, Sr, Th, Tl, U, V, W, Y, Zn, Zr). Ainda
foram analisados elementos terras raras e para elementos do grupo da platina
em três amostras, porém todas as analises para EGP tiveram valores abaixo
do limite de detecção. Como nenhuma amostra apresentou valores detectáveis
68
de Ag, As, B, Be, Bi, Cd, Co, La, Li, Mo, Sb, Sc, Sn, Th, Tl, W e Zr estes
elementos foram desconsiderados na interpretações dos dados.
Os altos conteúdos de SiO2 e Fe2O3 (Tabela 4.1) nos estudos das
formações ferríferas indicam que estas tiveram uma significante pureza dos
precipitados químicos. Baixos valores de Al2O3 nas amostras atestam que
estas estão praticamente livres de sedimentos detriticos. Valores muito baixos
ou não detectáveis de Na2O e K2O podem indicar que a contaminação por
piroclásticas foram mínima. Valores muito baixos de MgO e CaO sugerem
pouca participação de carbonatos dolomiticos (Bhattacharya et.al.,2007).
Tabela 4. 1 – Valores dos elementos maiores e menores das sete amostras das formações ferríferas.
SiO2 Al2O3 Fe2O3 CaO MgO TiO2 P2O5 Na2O K2O MnO
VBS-16 57,4 0,12 37,5 1,53 2,73 <0,01 0,03 0,19 0,03 0,63
VBS-17 53,3 <0,1 44,6 0,03 0,21 <0,01 0,034 0,11 0,01 0,23
VBS-18 61,8 <0,1 34,9 0,02 0,18 <0,01 0,036 <0,1 <0,01 0,17
VBS-21 45,2 0,29 52,3 0,36 0,48 0,01 0,058 0,14 0,02 0,1
VBS-27 43,4 <0,1 49,2 0,3 2,87 <0,01 0,073 0,11 0,01 1,45
VBS-28 40,6 <0,1 54,5 0,19 1,89 <0,01 0,123 0,13 0,03 1,21
VBS-30 37,8 <0,1 55,6 0,04 0,49 0,02 0,044 0,13 0,02 1,18
Os dados obtidos de elementos maiores e menores foram normalizados
para PAAS (Figura 4.1) e NASC (Figura 4.2) apresentando um padrão com
valores elevados de Fe2O3, caracterizando-as como formações ferríferas. Além
disso, o PAAS apresentou valores de MnO variando de 0,91 a 13,2, indicando,
possivelmente, que em algumas amostras foram fortemente intemperizadas e
possuem Mn supergênico. Os demais valores de elementos maiores e menores
apresentaram-se baixos comparativamente as referencias de normalização.
Também normalizados para o PAAS (Figura 4.3) e NASC (Figura 4.4),
os elementos traços apresentaram valores anômalos de U. Pelo fato dos
valores de U serem da ordem de dezenas essa anomalia pode ser explicada
com uma variação da composição, substituindo o K ou outros elementos
litofilos.
69
Figura 4. 1 – Valores de elementos maiores e menores das formações ferríferas normalizados para o PASS (Taylor & Mc Lennan, 1985)
Figura 4. 2 – Valores de elementos maiores e menores das formações ferríferas normalizados para NASC (Condie, 1993)
Figura 4. 3 – Valores de elementos traços das formações ferríferas normalizados para o PASS (Taylor & Mc Lennan, 1985)
0,0001
0,01
1
100
SiO2 TiO2 Al2O3Fe2O3 MnO MgO CaO P2O5
Elem. Maiores / PAAS Taylor and McLennan (1985)
VBS-16 VBS-17 VBS-18 VBS-21 VBS-27 VBS-28 VBS-29
0,0001
0,001
0,01
0,1
1
10
SiO2 TiO2 Al2O3 FeOT MgO CaO P2O5
Elem. Maiores / NASC Condie (1993)
VBS-16 VBS-17 VBS-18 VBS-21 VBS-27 VBS-28 VBS-29
0,0001
0,001
0,01
0,1
1
10
100
V Cr Ni Cu Zn Sr Y Ba U
Elem. Traços / PAAS Taylor and McLennan (1985)
VBS-16 VBS-17 VBS-18 VBS-21 VBS-27 VBS-28 VBS-29
70
Figura 4. 4 – Valores de elementos traços das formações ferríferas normalizados para NASC (Condie, 1993)
Analisando os ETR, para PAAS (Figura 4.5) e NASC (Figura 4.6),
podemos observar uma anomalia positiva incipiente de Eu em todas as
amostras, anomalia negativa de Ce e um enriquecimento relativo nos ETR
pesados em relação aos ETR leves, não sendo possível observar contribuição
de fluidos hidrotermais a partir das analises, também observado pelos baixos
valores de Cu, Zn e Pb. Apesar do enriquecimento relativo dos ETR pesados
pode-se observar que os mesmos possuem valores normalizados menores que
1.
Figura 4. 5 – Valores de ETR das formações ferríferas normalizados para o PASS (Taylor & Mc Lennan, 1985)
0,0001
0,01
1
100
Ba Cr Ni Pb Sr U V Y
Elem. Traços / NASC Condie (1993)
VBS-16 VBS-17 VBS-18 VBS-21 VBS-27 VBS-28 VBS-29
0,01
0,1
1
La Ce Nd Sm Eu Gd Tb Tm Yb Lu
Terras Raras / PAAS Taylor and McLennan (1985)
VBS-16 VBS-17 VBS-29
71
Figura 4. 6 – Valores de ETR das formações ferríferas normalizados para NASC (Condie, 1993)
Nas figuras 4.6 e 4.7 (Alexander et.al., 2008) foram observados baixos
valores para a razão Y/Ho, Sm/Yb e Eu/Sm, situando as amostras no campo de
temperatura mais baixas longe da ação de fluidos hidrotermais quentes
indicando que o a temperatura do fluido formador dessa litologia foi baixa.
Figura 4. 7 – Valores de Y/Ho vs. Eu/Sm indicando a temperatura do fluido (Alexander et.al., 2008).
0,01
0,1
1
La Ce Nd Sm Eu Gd Tb Yb Lu
Terras Raras / NASC Condie (1993)
VBS-16 VBS-17 VBS-29
72
Figura 4. 8 – Valores de Sm/Yb vs. Eu/Sm indicando a temperatura do fluido (Alexander et.al., 2008).
73
CAPITULO 5 – CONCLUSÕES
Através dos estudos geológicos, geoquímicas e petrográficos foi
possível caracterizar as formações ferríferas do Greenstone Belt Ibitira-
Ubiraçaba da região de Ubiraçaba comparativamente com os modelos
específicos disponíveis na bibliografia.
Durante o mapeamento geológico verificou-se a presença de alteração
hidrotermal, como veios preenchidos por sílica e epídoto, nas rochas
encaixantes do greenstone belt, porém o mesmo não foi observado nas
formações ferríferas.
De acordo com as características texturais observadas em campo, pode-
se chamar as formações ferríferas de BIF´s, pois a mesmas se encontram
bandadas, intercalando níveis de óxido de ferro (magnetita) com níveis de
outros minerais (quartzo e Fe-carbonato).
Os BIF´s apresentaram características da fácies óxidos no alvo I, com
mineralogia predominante formada por magnetita e quartzo com pequena
contribuição da fácies silicato marcado pela presença de grunerita em pequena
quantidade e características da fácies carbonato no alvo II, com predominância
de magnetita e Fe-carbonatos, apresentando quartzo e grunerita
subordinadamente.
Os altos valores de SiO2 e Fe2O3 e baixos de Al2O3 indicam que a BIF
estudada é significativamente pura e livre de sedimentos detríticos.
Os dados apresentados nesse trabalho sugerem um ambiente de
deposição plataformal para as formações ferríferas descritas, com base nos
dados obtidos:
- O leve enriquecimento relativo em ETR pesados, pode ser explicado
pelos padrões de ETR das águas do mar que é enriquecida em ETR pesados.
- A anomalia negativa de Ce, sugere condições fortemente oxidantes no
ambiente marinho, e acontece devido ao Ce ocorrer em estado de oxidação +4
nos oceanos, o qual é imediatamente incorporado pelos sedimentos de água
profunda.
- A anomalia levemente positiva ou ausente de Eu acontece quando as
formações ferríferas são formados pela ação de fluidos hidrotermais de baixa
74
temperatura ou quando este é ausente, sugerindo um ambiente distante de
uma fonte hidrotermal.
- As relações Y/Ho x Eu/Sm e Sm/Yb x Eu/Sm confirmam que as
formações ferríferas não tiveram contribuição hidrotermal quente, sugerindo um
ambiente distante de uma fonte hidrotermal.
Apesar das formações ferríferas estarem posicionadas sobre um terreno
do tipo greenstone belt, o que levaria a classificá-la como do tipo Algoma, as
características petrológicas e geoquímicas sugerem maior compatibilidade com
as formações do tipo Lago Superior.
Assumindo que as formações ferríferas são do tipo Lago Superior, é
possível interpretá-las como um terreno alóctone que foi colocado lado-a-lado
com as rochas vulcânicas do greenstone belt durante o fechamento da bacia
na orogenia Paleoproterozóica, ou ainda admitir que não existe relação entre
as formações e as rochas vulcânicas, de maneira que elas foram formadas em
diferentes épocas.
75
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