UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS...
118
UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA JOFRE DE OLIVEIRA BORGES GEOLOGIA DO DISTRITO MANGANESÍFERO DE URANDI-LICINIO DE ALMEIDA: RESULTADOS PRELIMINARES Salvador - BA 2008
Transcript of UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS...
UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA
JOFRE DE OLIVEIRA BORGES
GEOLOGIA DO DISTRITO MANGANESÍFERO DE URANDI-LICINIO DE ALMEIDA: RESULTADOS
PRELIMINARES
Salvador - BA 2008
ii
JOFRE DE OLIVEIRA BORGES
GEOLOGIA DO DISTRITO MANGANESÍFERO DE URANDI-LICINIO DE ALMEIDA: RESULTADOS
PRELIMINARES
Monografia apresentada requisito parcial para
obtenção do grau de Bacharel em Geologia pela Universidade Federal da Bahia.
Orientador: Prof.ª Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz Co-orientador: Johildo Salomão Figueiredo Carbosa
Salvador - BA 2008
iii
TERMO DE APROVAÇÃO
JOFRE DE OLIVEIRA BORGES
GEOLOGIA DO DISTRITO MANGANESÍFERO DE URANDI-LICINIO DE ALMEIDA: RESULTADOS
PRELIMINARES
Trabalho Final de Graduação aprovado como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia , pela seguinte
banca examinadora:
1° Examinador – Profª Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz - Orientador Instituto de Geociências, UFBA. 2º Examinador - Profª Dra. Ângela Beatriz de Menezes Leal Instituto de Geociências, UFBA 2º Examinador – Violeta de Souza Martins Companhia Baiana de Pesquisa Mineral, CBPM
Salvador, 05 de Dezembro de 2008
iv
Dedico este trabalho especialmente e com muito amor a minha mãe, Tânia Matildes
de Oliveira Borges e ao meu pai, José Carlos Borges. Estes foram de suma
importância na formação da minha personalidade e formação profissional. Amo
meus pais acima de tudo.
v
AGRADECIMENTOS
É com grande satisfação e alegria que eu chego a este posto. Neste momento
quero dedicar todo o meu contentamento primeiramente a Deus, pois sem ele com
certeza nada teria ocorrido.
Em seguida queria dedicar aos meus pais, Tânia Matildes de Oliveira Borges,
e José Carlos Borges por estarem sempre vivos e me incentivando a cada dia para
nunca desistir. A eles eu devo tudo, mas tudo mesmo, desde o primeiro carinho e
presente, até o último castigo.
Dedico com muito amor a minha irmã Joice, pois sempre me apoiou e me
escaldou quando não estudava.
A Luffy, o meu cachorro, por sempre me receber com carinho e amor todos os
dias quando chegava em casa.
Também não posso esquecer do meu parceiro e segundo pai Pintinho, este
cara sempre me ouviu e me deu conselhos.
A minha queria Avó, pois sempre vinha sorrindo com muito amor acreditando
no seu neto.
Também não deixo de esquecer aos meus outros familiares, sobretudo a
minha tia Zil e meu grande primo e parceiro para toda a vida Pedro Bomba, a este
também devo muito na minha vida.
Aos meus orientadores Simone Cruz e Johildo Barbosa que fizeram o seu
papel sendo extremamente rigorosos
Também aos professores Telésforo, Aroldo Sá, Maria de Lourdes, Ângela,
Felix, Castro, Carlson e Violeta por serem ótimos profissionais.
Aos meus amigos da faculdade Jailma e Josafá por me ajudar muito na
composição deste trabalho, a Andrezão, Gilcimar, Eraldo, Goiaba, Natana, Fortran,
Rodrigo, Murilo, Metafórmica, Carlos Emanuel, Joilma, Carlito, Potugal, Andreza,
Zilda, Elisa, Fernandinha, Aj, Denise, Bruno Madmax por sempre serem verdadeiros.
Aos meus inesquecíveis amigos Braba, Alexandro, Diego Grande, CC, Arnor,
Bartola, Juranda, Cabelo, Luciana, Baby, Nibelo, Levisão, estes nunca esquecerei
por todos os momentos vividos.
Desejo também toda minha gratidão, como muito amor, a minha eterna
namorada e companheira Ana Luiza da Silva Xavier, por me ajudar muito neste
trabalho além de me aturar e ser uma pessoa bastante amável e sincera.
vi
RESUMO
O distrito ferro-manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida hospeda as maiores
ocorrência de manganês do Estado da Bahia. O objetivo geral deste trabalho é
contribuir com o entendimento dos aspectos geológicos e metalogenéticos do
Distrito em questão. Desse modo, foram selecionadas três minas do sub-distrito
Caetité-Licínio de Almeida, quais sejam, Lagoa D’anta, Colônia e Riacho Comprido e
Passagem, e uma mina do sub-distrito de Urandi, denominada de Barreiro dos
Campos. A mina de Lagoa D’anta compreende a uma formação ferro-manganesífera
com altos teores de Fe2O3. O proto-minério é do tipo óxido. As encaixantes
imediatas são classificadas itabiritos e xistos, sendo comum a paragênese grunerita-
cummingtonita e quartzo. Na ocorrência de Colônia e Riacho Comprido o minério
manganesífero é da fácies silicato (Gondito), marcado pela presença da
espessartita. Na mina da Passagem o proto-minério também é da fácieis silicato,
estando encaixado em granada-cianita-anfibolito-biotita Xisto. No sub-distrito de
Urandi, o depósito de Barreiro dos Campos é da fácies carbonato, marcado pela
rodocrosita. Os estudos petrológicos permitiram a identificação das paragêneses
quartzo+grunerita-cummingtonita+granada, sugerindo condições metamórficas de
fácies anfibolito. A análise estrutural permitiu a identificação de duas fases
deformacionais. Na primeira, F1, foi subdivida em três estágios distintos. No primeiro
foi nucleada uma foliação milonítica S0 //S1’, em contexto tectônico incerto. No
segundo rampas de empurrão e zonas de cisalhamento intraestratais levaram à
formação da foliação milonítica S0 //S1’ // S1”, cujos indicadores de movimento
sugerem transporte tectônico para NW. No terceiro estágio um conjunto de
sinformes e antiformes foram gerados, com vergência para NW. A segunda fase
deformacional levou à formação de um conjunto de fraturas de cisalhamento
compressional. Segundo consideração deste trabalho, os depósitos em questão
depositaram-se numa bacia marinha, em condições plataformais, com fonte primária
destes metais de origem hidrotermal. Entretanto, tais deduções são alvo de
controvérsias, pois os eventos tectono-metamorficos, ocorridos no Neoproterozóico,
e ação da supergênese, no Fanerozóico, podem ter remobilizado e reconcentrado os
elementos, mascarando as sua assinaturas originais.
vii
SUMÁRIO ÍNDICE DE FIGURAS vii INDICE DE FOTOGRAFIAS xi ÍNDICE DE TABELAS xv CAPÍTULO 1 – ASPECTOS INICIAIS 18 1.1 Introdução 18 1.2 Contextualização do problema 20 1.3 Objetivos 20 1.4 Localização da Área de Trabalho 22 1.5 Justificativa 22 1.6 Método de Trabalho 23 1.6.1 Levantamento Bibliográfico 23 1.6.2 Trabalhos de mapeamento e caracterização das minas 23 1.6.3 Estudos petrográficos e microestrutural 23 1.6.4 Estudos litogeoquímicos do protominério 24 1.7 Organização da Monografia 24 CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL 25 2.1 Introdução 25 2.2 Unidades Litoestratigráficas 26 2.2.1 Embasamento do Bloco Gavião 28 2.2.2 Plutônicas Ácidas e Básicas 33 2.2.3 O Supergrupo Espinhaço 35 2.2.4 O Supergrupo São Francisco 39 2.2.5 Evolução Tectônica 40 CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA DAS MINAS 44 3.1 Introdução 44 3.2 Geologia do Manganês: Aspectos Genéticos 44 3.3 Geologia das Minas Selecionadas 51
viii
3.4 Descrição das Minas Visitadas 52 3.4.1 Mina Lagoa D’anta 53 3.4.2 Mina Colônia e Riacho Comprido 69 3.4.3 Mina Passagem 74 3.4.4 Mina Barreiro dos Campos 78 3.5 Geologia Estrutural da Minas Visitadas 85 3.6 Metamorfismo 93 3.7 Litogeoquímica: parâmetros preliminares de análise 96 3.7.1 Introdução 96 3.7.2 Caracterização Litogeoquímica 97 3.8 Evolução do Depósito de Manganês do Distrito Manganesífero de Urandi-Licinio de Almeida 104 CAPÍTULO 4 – CONCLUSÕES 106
ix
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1.2: Localização das minas do distrito Manganesífero de Urandi-Licinio de
Almeida. Modificado de Rocha (1991). Em verde estam localizadas as minas
estudadas. 21
Figura 1.3: Mapa de localização da área de estudo, com a indicação dos distritos
estudados. 22
Figura 2.1: O Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental no cenário do Gondwana,
reconstruído pela justaposição de modelos digitais de terreno da porção leste do
Brasil e costa oeste africana. L: Luanda; C: Cabinda; S: Salvador (Brasil). No
retângulo em vermelho observa-se a área de estudo. 26
Figura 2.2: Mapa geológico/estrutural do Corredor do Paramirim.. ZCBC- Zona de
cisalhamento Brumado-Caetité, ZTI- Zona de transferência de Itanajé, ES-
Espinhaço Setentrional, CD- Chapada Diamantina, SRP- Saliência do Rio Pardo
(Faixa Araçuaí), SG- Serra Geral. O limite do Corredor do Paramirim está
demarcado pela linha tracejada. Extraído de Cruz & Alkmim (2006). Em vermelho, a
área de trabalho. 27
Figura 2.3: Mapa geológico da porção nordeste do Cráton do São Francisco com ao
principais compartimentos tectônicos. 30
Figura 2.4: Mapa geológico simplificado do Bloco Gavião na região de Brumado,
destacando os granitóides estudados (Adaptado de Barbosa & Dominguez 1996). 1-
Coberturas fanerozóicas. Neoproterozóico: 2- Supergrupo São Francisco (Grupo
Una). Mesoproterozóico: Supergrupo Espinhaço (SGESP), 3- Grupos Paraguaçu e
Chapada Diamantina, 4- Complexo ígneo-metamórfico Lagoa Real.
Paleoproterozóico: 5- Granitóides (granitos, granodioritos e monzogranitos); CA=
Caculé, ES= Espírito Santo, IG= Iguatemi, RP= Rio do Paulo, SF= Serra da Franga,
UM= Umburanas, GA= Gameleira, RPE= Riacho de Pedras. Arqueano: 6-
Greenstone belt de Contendas Mirante, 7- Seqüências greenstone belt do Bloco
Gavião (GBU= Greenstone belt de Umburanas, IB= Complexo Ibitira-Brumado), 8-
Granitóides (tonalitos, granitos e granodioritos); LM= Lagoa da Macambira, MP=
Malhada de Pedras, SE= Serra do Eixo, MA= Mariana, SV= Sete Voltas, SP= Serra
dos Pombos, LMO= Lagoa do Morro, JU= Jussiape; 9- Terrenos gnáissicos-
migmatíticos da suíte TTG (tonalitos, trondhjemitos e granodioritos) com a presença
x
subordinada de paragnaisses. Z.C.= Zonas de cisalhamentos. Falhas de
empurrão. 31
Figura 2.5: Mapa Geológico do Estado da Bahia simplificado, mostrando os
principais terrenos Greenstone Belt e Seqüências Vulcanossedimentares. Fonte:
Modificado de Silva & Cunha (1999). 32
Figura 2.6: Coluna estratigráfica resumida com os principais compartimentos
litoestratigráficos, ambiente tectônico e deposicional do Supergrupo Espinhaço na
Chapada Diamantina. Fonte: Guimarães et. al. (2005). 36
Figura 2.7: Coluna estratigráfica esquemática da bacia do Espinhaço Setentrional,
mostrando os principais sistemas deposicionais e os ambientes tectônicos. Legenda:
1 a 3 – Estratificação cruzada: 1 Acanalada, pequeno porte; 2 –Acanalada, grande
porte; 3-Hummocky; 4-Laminação plano-paralela; 5 –Laminação plano-paralela com
marcas onduladas; 6 –Formação ferro-manganesífera do embasamento. Modelos
deposicionais: A - Ambiente marinho profundo (possível talude), com lobos
turbidíticos; B-Ambiente litorâneo (shoreface). Com tempestades; C- Ambiente
continental fluvioeólico; D - Plataforma marinha rasa. Fonte: Rocha et. al. (1998) 37
Figura 2.8: Seção geotectônica E-W da porção SSE-SSW da Bahia, mostrando a
estruturação das unidades geotectônicas paloproterozóicas. Modificado de Barbosa
& Sabaté (2004). 42
Figura 2.9: Modelo de interação entre o Aulacógeno do Paramirim e Orógeno
Araçuaí, proposto por Cruz & Alkmim (2006). 43
Figura 3.1: Campo de estabilidade de óxidos e carbonatos de manganês em bacias
sedimentares. Extraído de Krauskopf (1979). 46
Figura 3.2: Distribuição dos depósitos de manganês no tempo geológico. Observa-
se que entre 2.5 e 2.0 Ga é onde se concentram os maiores depósitos de manganês
no mundo. Modificado de Veizer et. al. (1989) 48
Figura 3.3: Representação esquemática do modelo de deposição de manganês em
oceanos estratificados com variação do nível eustático do oceano. Modificado de
Roy (2006). 50
Figura 3.4: Diagrama Eh-pH mostrando os campos de estabilidade para os minerais
de manganês mais comuns em ambiente supergênico. (Fonte Krauskopf, 1957). 51
Figura 3.5: Croqui esquemático da mina de Lagoa D’anta exibindo onde foram
realizados os perfis geológicos (L1, L2 e L3). 54
xi
Figura 3.6: Seção geológica L1 na mina de Lagoa D’anta mostrando a disposição
dos litotipos. 55
Figura 3.7: Seção Geológica L2 na mina de Lagoa D’anta 55
Figura 3.8: Seção geológica L3 na mina de Lagoa D’anta. 56
Figura 3.9: Poligonal demarcando o perímetro da Mina da Colônia e Riacho
Comprido. 69
Figura 3.10: Seção geológica da mina Colônia e Riacho Comprido (CRC) mostrando
a disposição das quatro unidades observadas. 71
Figura 3.11: Croqui esquemático da mina da Passagem. 75
Figura 3.12: Croqui esquemático da mina da Passagem com a distribuição das suas
estruturas. 76
Figura 3.13: Bloco Diagrama na mina da passagem com as unidades identificadas.
76
Figura 3.14: Croqui esquemático da mina de Barreiro dos Campos. 79
Figura 3.15: Seção geológio-estrutural da área de estudo, com posicionamento
estrutural das minas de Mn do Distrito de Licínio de Ameida, na serra do Espinhaço
Setentrional. 86
Figura 3.16: Modelo deformacional da área especificando as fases defomacionais,
seus estágios e a cinemática. 88
Figura 3.17: Diagramas esterográficos de estruturas planares e lineares da Mina de
Lagoa D’anta. (a) Diagrama de estruturas planares (S0//S1’//S1’’), (b) diagrama de
estruturas lineares (Lbn) e (c) diagrama de estruturas lineares (Lx). 91
Figura 3.18: Diagrama estereográfico sinóptico com estruturas planares e lineares
da Mina de Passagem. (a) diagrama de estruturas planares (Sn) e (b) diagrama de
estruturas lineares (Lx). Hemisfério inferior. 92
Figura 3.19: Modelo estrutural esquemático da mina da Passagem. 92
Figura 3.20: Diagramas estereográfico sinóptico das medidas de foliação (Sn) e
lineação de estiramento mineral (lx). Em (a) estereograma da foliação Sn e em (b)
estereograma de lineação de estiramento mineral Lx. Hemisfério inferior. 92
Figura 3.21: Diagramas estereográficos sinóptico de fraturas de cisalhamento e
decomposição vetorial sugerindo direção de esforço principal. (a) Fraturas de
cisalhamento reversa dextral, medida no plano, (b) fratura de cisalhamento reversa
dextral, medida na linha, (c) fratura de cisalhamento reversa sinistral, medida no
xii
plano, (d) fratura de cisalhamento reversa sinistral, medida na linha e (e) direção do
esforço principal. Hemisfério inferior. 93
Figura 3.22 - Diagrama petrogenético para o sistema F-A-H-S em rochas pelíticas.
Fonte: Burcher & Frey (2002). 95
Figura 3.23: Padrão geoquímico de formação ferrífera da fácies óxido,
Garumahishani, Orissa Índia. As amostras encontram-se normalizadas no
normalizador PAAS. Fonte: Bhattacharya et al. (2007) 99
Figura 3.24: Padrão geoquímico de elementos Terras Raras para a mina de Lagoa
D’anta. As amostras foram normalizadas no PAAS normalizador. 100
Figura 3.25: Gráfico discriminante de Si x Al, proposto por Choi e Hariya (1992), para
determinar a fonte do manganês. A marcação em “X” compreennde a mina de
Colônia e Riacho Comprido. 102
Figura 3.26: Gráfico Si x Al, sugerido por Choi e Hariya (1992), diferenciando os
depósitos de manganês do tipo hidrogeno e hidrotermal. Notar a marcação em “X”
que corresponde a amostra JC-02 da mina de Colônia e Riacho Comprido. 103
Figura 3.27: Gráfico Na x Mg, suposto por Nicholson (1988), diferenciando o tipo de
bacia que gerou os depósitos de manganês. Observar a marcação em “X”
compreendendo a mina de Colônia e Riacho Comprido. 103
Figura 3.28: Modelo deposicional sugerido para os depósitos de ferro e manganês
do Distrito Ferro-Manganesífero de Urandi-Caetité Licínio de Almeida. 104
xiii
ÍNDICE DE FOTOGRAFIAS
Fotografia 3.1: Vista geral da escavação principal da Mina de Lagoa D’anta. 53
Fotografia 3.2: grunerita-cummingtonita Itabirito jacobsítico, unidade J7L1. 57
Fotografia 3.3: Micrografia da rocha J7L1 mostrando os óxidos de ferro e manganês
(Fe e Mn), estes exibindo hábito por vezes acicular (círculo verde em destaque), e
minerais de quartzo (Qz). A Fotografia é apresentada em luz polarizada. 57
Fotografia 3.4: biotita-granada-tremolita Xisto J8L1 com coloração esverdeada e
aspecto anisotrópico. 58
Fotografia 3.5: Aspecto petrográfico da unidade J8L1, em luz plana e polarizada.
Notar os porfiroblastos de granada (Grt) e a matriz nematoblástica marcada pelos
cristais de tremolita (Tr). 59
Fotografia 3.6: Aspecto petrográfico da unidade J8L1, em nicóis cruzados. Notar os
porfiroblastos de granada (Grt) e a matriz nematoblástica marcada pelos cristais de
tremolita (Tr) 59
Fotografia 3.7: Unidade J1L3, mostrando sua coloração e disposição no afloramento.
60
Fotografia 3.8: Aspecto textural da biotita–cianita-Xisto. Notar matriz composta por
tremolita (Tr) e biotita (Bt). A imagem é mostrada em nicois crusados. 61
Fotografia 3.9: Rocha J2L3 com coloração preto-acinzentada e aspecto isotrópico. 62
Fotografia 3.10: Caracterização microscópica da rocha grunerita-cummingtonita-
calcita Xisto (J2L3), mostrando os minerais de calcita (Cal) com geminação
polisintética e contatos retos, caracterizando uma textura poligonal. A Fotografia
apresenta-se em nicóis cruzados. 62
Fotografia 3.11: Fotomicrografia da unidade J2L3 mostrando porfiroblastos de biotita
(Bt) tendo minerais opacos inclusos, indicado na seta. Imagem e luz plano
polarizada. 63
Fotografia 3.12: Fotomicrografia da unidade J2L3 mostrando porfiroblastos de biotita
(Bt) tendo minerais opacos inclusos, indicado na seta. Fotografia em nicóis
cruzados. 63
Fotografia 3.13: Aspecto petrográfico da unidade J4L3. Notar os minerais opacos,
que correspondem aos óxidos de ferro e manganês (Fe e Mn), exibindo formato
xiv
irregular, e os cristais de quartzo (Qtz) caracterizando uma textura granoblástica
granular. Imagem em luz plano polarizada. 64
Fotografia 3.14: Aspecto petrográfico da unidade J4L3. Notar os minerais opacos,
que correspondem aos óxidos de ferro e manganês (Fe e Mn), exibindo formato
irregular, e os cristais de quartzo caracterizando uma textura granoblástica granular.
A imagem em nicóis cruzados. 64
Fotografia 3.15: Porfiroblasto de óxido de ferro e manganês, indicado na seta, já
exibindo sinais de supergênese, denunciada pelos cristais com fáceis irregulares.
Imagem em luz plana polarizada. Notar na parte superior da imagem um aglomerado
de grãos de quartzo (Qtz) 65
Fotografia 3.16: Rocha grunerita-cummingtonita Itabirito, da unidade J5-3L3,
expondo alto grau de alteração supergênica. Observar o formato anaedral dos
cristais. A Fotografia esta em luz plana e polarizada. 65
Fotografia 3.17: Fotomicrografia da unidade J6L3 mostrando os minerais de quartzo
(Qtz) e grunerita-cummingtonita (Gr-Cum), além dos halos de alteração pretos entre
os grãos da rocha, indicado na seta. Imagem em luz plano polarizada. 66
Fotografia 3.18: Fotomicrografia da unidade J6L3 mostrando os minerais de quartzo
(Qtz) e grunerita-cummingtonita (Gr-Cum), além dos halos de alteração pretos entre
os grãos da rocha, indicado na seta. Imagem em nicóis cruzados 66
Fotografia 3.19: Unidade J6L3, com coloração amarela-amarronzada e aspecto
anisotrópico marcada pela foliação metamórfica/deformacional. 67
Fotografia 3.20: Fotomicrografia da unidade J6L3 mostrando os minerais que
compõe a rocha. Na fotografia é possível observar um agregado de grãos de
quartzo, na porção central da imagem, e óxido de ferro e manganês (Fe e Mn) em
nicóis cruzados. 68
Fotografia 3.21: Aspecto petrográfico da unidade J6L3. Notar os óxidos de ferro e
manganês preenchendo as fraturas da rocha, causada pela supergênese (indicado
na seta amarela) e halos de alteração da grunerita-cummingtonita (Gr-Cum) em cor
alaranjada (especificada na seta vermelha). Observar no canto superior direito os
minerais de quartzo (Qtz). 68
Fotografia 3.22: Mina Colônia e Riacho Comprido em alto estado de abandono. 70
Fotografia 3.23: Minério manganesífero do tipo silicato (Gondito) enriquecido pela
supergênese mostrada pela presença de fraturas. 72
xv
Fotografia 3.24: Fotomicrografia do Gondito (JC-02) onde é possível observar os
minerais de espessartita (Spst) alterando para óxido de manganês supergênico
(minerais opacos). Fotografia em luz plana polarizada. 72
Fotografia 3.25: Análise petrográfica da rocha JC-02 evidenciando os minerais de
quartzo (Qtz) exibindo contatos retos. Representação em luz plano polarizada. 73
Fotografia 3.26: Análise petrográfica da rocha JC-02 evidenciando os minerais de
quartzo (Qtz) exibindo contatos retos. Imagem em nicóis cruzados. 73
Fotografia 3.27: Quartzitos com lentes de manganês. 73
Fotografia 3.28: Blocos rolados de manganês, no topo da seqüência, imersos numa
matriz areno-argilosa. 74
Fotografia 3.29: Aspecto geral da Mina da Passagem. 75
Fotografia 3.30: Contado brusco entre o granada-xisto e a formação manganesífera.
77
Fotografia 3.31: Amostra de um granada-cianita-anfibolita-biotita Xisto na mina, da
Passagem. 77
Fotografia 3.32: Minério manganesífero primário, já com feições da atuação
supergênica, intercalado com lentes centimétricas a milimétricas de caulim. 78
Fotografia 3.33: Fotomicrografia da rocha BC-01. Notar os porfiroblastos de
rodocrosita (Rds) com níveis de alteração preliminares em suas bordas, cristais de
calcita (Cal) e tremolita (Tr). Imagem com nicóis cruzados. 81
Fotografia 3.34: Aspecto microscópico da tremolita Xisto (BC-02), mostrando a
textura nematoblástica marcada pela tremolita preenchendo a matriz da rocha, além
dos minerais de calcita que exibem geminação polisintética. A Fotografia mostra
uma seção em nicóis cruzados. 81
Fotografia 3.35: Textura granoblástica granular, marcada pelos minerais de calcita
(Cal). Notar a presença do óxido de manganês secundário (indicado nas setas)
preenchendo os espaços entre os grãos de calcita na rocha BC-03 e BC-04. A
Fotografia é mostrada em luz plano polarizada. 82
Fotografia 3.36: Fotomicrografia mostrando a textura granoblástica granular das
rochas BC-05 e BC-09. Notar que os minerais de calcita (Cal) apresentam contatos
ora retos e ora curvos e geminação polisintética. Imagem com nicóis cruzados. 82
Fotografia 3.37: Mármore com óxido de manganês (BC-06). Notar nas setas a
presença de óxido de manganês supergênico preenchendo as fraturas da rocha. A
Fotografia é mostrada em nicóis cruzados. 84
xvi
Fotografia 3.38: Fotomicrografia de granada Xisto, mostrando porfiroblastos de
granada (Grt) e cristais de tremolita (Tr) formando uma paragênse. Luz plana
polarizada. 84
Fotografia 3.39: Fotomicrografia de granada Xisto, mostrando porfiroblastos de
granada (Grt) e cristais de tremolita (Tr) formando uma paragênse. Notar seta
indicado grãos poiquiloblastos de tremolita (Tr) inclusos em porfiros de calcita (Cal).
Nicóis cruzados 84
Fotografia 3.40: Aspecto geral da mina de Lagoa D’anta que encontra-se estruturada
em dobras assimétricas com vergência para NW. 89
Fotografia 3.41: Dobra intrafolial, sugerindo S0 // S1’ na Mina de Lagoa D’anta. 89
Fotografia 3.42: Dobra inclinada na unidade J6L3 com vergência para NW,
registrando o estágio F1’’’ da fase F1. 90
Fotografia 3.43: Dobra em ‘w’, da unidade J8L1, associada com o sistema de dobras
com vergência para NW na mina de Lagoa D’antas. Trata-se de um registro do
estágio F1’’’ (Fase F1). 90
xvii
ÍNDICE DE TABELAS
Tabela 2.1: Síntese dos eventos formadores de bacia para a bacia do Espinhaço
Sentetrional, de acordo com os modelos propostos por Danderfer (2000),
Schobbenhaus (1996) e Dominguez (1996). ULF – Unidade Litoestratigráfica norma,
EFB – Evento formador de bacias. Fonte: Danderfer-Filho (2000). 38
Tabela 3.1: Evolução físico-química da atmosfera e hidrosfera durante o
Precambriano. Modificado de Kasting (1978). 47
Tabela 3.2: Principais depósitos de manganês no tempo geológico. Notar a
abundância destes depósitos no final do Arqueano e Paleoproterozóico no
Precambriano. Modificado de Roy (2006). 49
Tabela 3.3: Composição modal das unidades diferenciadas na mina de Lagoa
D’anta. 56
Tabela 3.4: Tabela resumida com a composição modal e nome da rocha das rochas
estudadas na mina Barreiro dos Campos. 80
Tabela 3.5 - Paragênese metamórfica progressiva encontradas nas minas
estudadas. 94
Tabela 3.6: Análise química de elementos maiores da mina de Lagoa D’anta. Os
dados estam expressos em porcentagem. 97
Tabela 3.7: Tabela para elementos Terras Raras da mina de Lagoa D’anta. Os
dados estam expressos em ppm. 98
Tabela 3.8: Tabela resumida dos elementos maiores na mina de Colônia e Riacho
Comprido. Todos os dados estam expressos em porcentagem. 101
18
CAPÍTULO 1 ASPECTOS INICIAIS
1.1 Introdução
Localizado na porção sudoeste do Estado da Bahia (Figura 1.1), o Cinturão de
Cavalgamentos e Dobramentos do Espinhaço Setentrional compreende o
embasamento mais antigo que 1.8 Ga, rochas plutônica ácidas de 1.7 Ga do
Complexo Lagoa Real, rochas básicas de 1.5 Ga e 0.8 Ga, e um conjunto de rochas
terrígenas e marinhas dos supergrupos Espinhaço e São Francisco, respectivamente,
de idade paleo e neoproterozóica. Juntamente com a região compreendida entre as
serras do Espinhaço Setentrional e Palma de Monte Alto, onde aflora o Complexo
Urandi, esse cinturão integra a porção sudoeste do Corredor do Paramirim (Alkmim et
al. 2003) que foi envolvida nas deformações neoproterozóicas (Cruz & Alkmim 2006,
Alkmim et. al. 2007, Pedrosa Soares et al. 2007) (Figura 1.1).
O Corredor do Paramirim, que está inserido na porção setentrional da Faixa
Araçuaí (Cruz & Alkmim 2006, Alkmim et. al. 2007), vem se destacando no cenário
geológico nacional pelas recentes descobertas de depósitos de ferro e pelos
depósitos de manganês, estes explorados desde meados o século passado. Tais
depósitos encontram-se relacionados com seqüências meta-vulcanossedimentares
ou metassedimentares do Bloco Gavião (Silva & Cunha 1999). Em especial,
destacam-se as formações do Distrito Ferromanganesífero Urandi-Licinio de
Almeida, cujo posicionamento estratigráfico ainda é motivo de controvérsia. Para
Moraes et. al. (1980), Silva & Cunha (1999), Delgado et. al. (2004), as unidades que
hospedam os depósitos de ferro e manganês do distrito em questão deveriam ser
agrupadas em uma única seqüência vulcanossedimentar do embasamento,
denominado de Complexo Urandi-Licínio de Almeida, ao passo que Rocha (1990,
19
1991), Barbosa & Domingues (1996) e Rocha et al. (1998) consideram duas
unidades, denominadas de Formação Tauape, que representa uma seqüência do
embasamento, e de Formação Mosquito, que trata-se da unidade basal do
Supergrupo Espinhaço.
Figura 1.1: Mapa tectônico simplificado da porção leste do Brasil, enfatizando o novo contorno do
Cráton do São Francisco, o Aulacógeno do Paramirim, o Cinturão de Cavalgamentos e Dobramentos
do Espinhaço Setentrional (ES), Chapada Diamantina (CD) e Orógeno Araçuaí, porção brasileira do
orógeno Araçuaí-Oeste Congo. Fonte: (Cruz 2004).
No Distrito Ferromanganesífero Urandi-Licinio de Almeida, no Estado da Bahia,
entre as cidades de Caetité, no distrito de Santa Luzia, e Licínio de Almeida, assim
como na região de Urandi, ocorre mais de uma dezena de minas de manganês
(Figura 1.2) que vêm sendo exploradas economicamente ao logo dos últimos 50 anos.
Recentemente, na região de Caetité alguns depósitos de ferro foram reavaliados,
tornando-se alvo de pesquisa e configurando-se como potenciais jazidas.
Este trabalho pretende contribuir com o entendimento da evolução geológica e
metalogenética dos depósitos de manganês do Distrito Ferromanganesífero Urandi-
Licinio de Almeida e de suas encaixantes imediatas através do estudo de detalhe das
minas Lagoa D’anta, Colônia e Riacho Comprido, Passagem, estas inseridas no
contexto do Espinhaço Setentrional, e Barreiro dos Campos, na região de Urandi
(Figura 1.2).
20
1.2 Contextualização do Problema Os depósitos de manganês Distrito Ferromanganesífero Urandi-Licinio de
Almeida vêm sendo explorados economicamente desde a metade do século
passado por companhias privadas. A exploração de manganês é feita através de
minas a céu aberto e em garimpos, em unidades que associam-se aos depósitos
estratificados (primários) desse distrito e que foram metamorfisados (secundário).
Além disso, depósitos aluvionares (secundários) integram o distrito e estes também
vêm sendo alvo da exploração mineral. A principal controvérsia que envolve os
depósitos primários está relacionada com o seu posicionamento estratigráfico e com
o seu significado geológico. Além disso, pouco se sabe a cerca da evolução
metamórfica e estrutural do minério de manganês e das suas encaixantes imediatas,
assim como dos processos metalogenéticos associados com a formação dos
depósitos. Diante do exposto, surgem as seguintes questões: qual a tipologia dos
proto-minérios dos depósitos de manganês no Distrito Ferromanganesífero Urandi-
Licinio de Almeida? Quais as características petrológicas e estruturais desses
depósitos? Quais as características litogeoquímicas desses depósitos e de suas
encaixantes imediatas? É possível agrupar os litotipos em uma única bacia
sedimentar?
1.3 Objetivos Este trabalho tem como objetivo geral contribuir com o entendimento dos
aspectos geológicos e metalogenéticos do Distrito Manganesífero de Urandi-Licínio
de Almeida.
Como objetivos específicos, tem-se:
a) identificar e caracterizar a faciologia do minério e suas encaixantes nas
minas selecionadas para estudo, nas escalas meso e microscópica;
b) proceder ao estudo da evolução metamórfica e da litogeoquímica do
minério e de suas encaixantes imediatas.
c) proceder ao levantamento do arcabouço estrutural das minas selecionadas;
d) propor um modelo de evolução geológica e metalogenética para os
depósitos estudados.
Resolver essas questões representa dar um passo significativo no
entendimento do sistema metalogenético em questão. Desta forma, como um
21
primeiro ensaio de pesquisa, foram selecionadas quatro minas que serviram como
laboratório natural de estudo.
Figura 1.2: Localização das minas do distrito Manganesífero de Urandi-Licinio de Almeida. Modificado de Rocha (1991). Em verde estam localizadas as minas estudadas.
22
1.4 Localização da Área de Trabalho A área de trabalho localiza-se na porção sudoeste do Estado da Bahia. A
cidade de Licínio de Almeida corresponde à sede da área pesquisada, estando
distante cerca de 744 km da cidade de Salvador. O acesso, a partir de Salvador, é
feito inicialmente pela BR 324, passando por Feira de Santana. Nesta localidade,
toma-se a BR 116, passando por Maracás, e posteriormente a BR 030, nas
proximidades da cidade de Tanhaçu, seguindo até Caetité. A partir de então, toma-
se uma estrada não pavimentada, por onde percorre-se cerca de 80 km até chegar à
cidade de Licínio de Almeida (Figura 1.3). Uma outra opção de acesso até a sede da
área de trabalho é pela cidade de Caculé, a partir da qual toma-se uma estrada
asfaltada, percorrendo-se cerca de 80 km.
Figura 1.3: Mapa de localização da área de estudo, com a indicação dos distritos estudados.
1.5 Justificativa O Distrito Manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida constitui-se como um
importante sítio metalogenético do Estado da Bahia. Até o momento, pouco se sabe
a cerca da faciologia dos seus depósitos e muitas controvérsias existem a cerca do
significado tectônico dessas unidades e sobre a sua evolução geológica. Alguns
23
modelos já foram aventados para explicar o posicionamento geológico das unidades
que hospedam as formações ferro-manganesíferas, mas todos carecem de um
estudo científico sistemático que permita responder às principais questões
anteriormente levantadas nessa monografia. Entender a constituição litológica e a
evolução geológica dessas formações e dos depósitos associados representa dar
um passo significativo no entendimento dos processos geológicos acumuladores de
minério, em especial de manganês, do Bloco Gavião, processos esses ainda pouco
conhecidos.
1.6 Método de Trabalho Para atingir os objetivos propostos, foram realizadas as atividades
apresentadas a seguir.
1.6.1 Levantamento Bibliográfico Para a realização da pesquisa foram consultados artigos, projetos
institucionais, resumos de congressos que tratem da área de trabalho e do tema de
estudo.
1.6.2 Trabalhos de mapeamento e caracterização das Minas Os trabalhos de campo foram realizados durante 22 dias, os quais foram
realizados perfis regionais e estudos nas minas selecionadas. Também neste
período foram coletadas amostras e realizada a análise estrutural clássica. Neste
caso os elementos estruturais foram coletados de forma a fornecer a posição
espacial das estruturas identificadas em campo. Depois de identificados, as
estruturas foram hierarquizadas e organizadas em planilha Excel. Uma vez
organizados, os dados foram lançados em arquivos em formato txt do Bloco de
notas e confeccionados os diagramas estereográficos no programa Estereonet (for
Windows, versão 3.03).
1.6.3 Estudos petrográficos e microestrutural Dezoito amostras coletadas em campo foram estudadas em microscópio
óptico através de luz transmitida visando identificar as assembléias minerais do
minério e das suas encaixantes. Além disso, tais amostras serviram como subsídio
24
para o estudo da evolução metamórfica e microestrutural da área e sua relação com
as principais fases deformacionais.
1.6.4 Estudos litogeoquímicos do protominério Um total de três amostras de rocha coletadas nas minas foram encaminhadas
para laboratório, as quais foram tratadas no progama Minpet (Linda R. Richard 1995,
versão 2.02). As análises foram de rocha total e contemplaram amostras de
formações ferro-manganesíferas. Essas amostras foram analisadas pela empresa
Geosol. Para a determinação das concentrações dos elementos foram utilizados os
seguintes métodos: digestão multiácida/absorção atômica, acima de 1% por fusão
com tetraborato de lítio – fluorescência de raio-x e pó prensado – fluorescência de
raio-x
1.7 Organização da Monografia A presente monografia foi organizada em quatro capítulos. No primeiro
capítulo apresenta-se a introdução, problema, objetivos, justificativa e método de
trabalho. No segundo capitulo apresenta-se a Geologia Regional, ao passo que no
terceiro capítulo apresenta-se o objeto de estudo, em seus aspectos petrológicos,
estruturais e litogeoquímicos. No quarto e ultimo capítulo apresentam-se as
conclusões.
25
CAPÍTULO 2 GEOLOGIA REGIONAL
2.1 Introdução
O Estado da Bahia está contido, em quase sua totalidade, no Cráton do São
Francisco (CSF) que segundo Almeida (1977) corresponde a uma entidade tectônica
que foi consolidada no final do Paleoproterozóico. Como cinturões orogênicos
relativos ao cráton em questão, têm-se o Araçuaí-Oeste Congo, Brasília, Rio Preto,
Riacho do Pontal e Sergipana. Neste cenário, a área de trabalho abordada nesta
monografia está totalmente inserida no domínio Setentrional do Orógeno Araçuaí-
Oeste Congo (Cruz 2004, Alkmim 2004, Cruz & Alkmim 2006, Alkmim et. al. 2007,
Pedrosa Soares et. al. 2007).
Em seu domínio nordeste, no território baiano, o CSF é constituído por uma
diversidade de rochas, desde arqueanas a paleoproterozóicas, sendo a totalidade da
sua área exposta formada por terrenos metamórficos de médio a alto graus
posicionados nos denominados Bloco Gavião, Jequié e Serrinha (Barbosa & Sabaté
2002). Em sua maioria, encontra-se recoberto por rochas sedimentares
metamorfizadas ou não, de idades paleo, meso e neoproterozóica, além de
coberturas tércio-quaternárias. Recentemente, a partir de argumentos estruturais
Cruz & Alkmim (2006) propuseram a redefinição do limite sudoeste do CSF,
estendendo a porção Brasileira do orógeno Araçuaí Oeste Congo até a região de
Boquira, na Bahia (Figura 2.1). Neste sentido, parte do Bloco Gavião anteriormente
inserido no domínio do Cráton do São Francisco passou a integrar o Orógeno em
questão.
O Corredor do Paramirim (Alkmim et. al. 1993) representa a estrutura
dominante da porção setentrional da porção brasileira do Orógeno Araçuaí-Oeste
26
Congo, configurando-se como um domínio de deformação neoproterozóica que
abarca os cinturões de dobramentos e cavalgamentos da Chapada Diamantina
Ocidental e da Serra do Espinhaço Setentrional, um conjunto de plutônicas ácidas e
básicas, além do substrato gnáissico-migmatítico e seqüências
vulcanossedimentares do Bloco Gavião (Figura 2.2). Neste contexto, posiciona-se o
Distrito Ferro-manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida, que integra a porção
sudoeste desse corredor.
Figura 2.1: O Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental no cenário do Gondwana, reconstruído pela justaposição de modelos digitais de terreno da porção leste do Brasil e costa oeste africana. L: Luanda; C: Cabinda; S: Salvador (Brasil). No retângulo em vermelho observa-se a área de estudo.
2.2 Unidades Litoestratigráficas
Nesta seção serão apresentadas às unidades litoestratigráficas que afloram
regionalmente e que estão inseridas no contexto do Corredor do Paramirim, na
porção setentrional do orógeno Araçuaí-Oeste Congo (Figura 2.1 e 2.2). Além disso,
27
serão apresentados os modelos de evolução geodinâmica propostos para a porção
do Bloco Gavião inserida no contexto do corredor de deformação em foco.
Figura 2.2: Mapa geológico/estrutural do Corredor do Paramirim.. ZCBC- Zona de cisalhamento Brumado-Caetité, ZTI- Zona de transferência de Itanajé, ES- Espinhaço Setentrional, CD- Chapada Diamantina, SRP- Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí), SG- Serra Geral. O limite do Corredor do Paramirim está demarcado pela linha tracejada. Extraído de Cruz & Alkmim (2006). Em vermelho, a área de trabalho.
28
2.2.1 Embasamento do Bloco Gavião O embasamento que compõe a área de estudo corresponde às rochas mais
antigas que 1.8 Ga e associadas ao Bloco Gavião. Segundo Bastos Leal (1996),
Bastos Leal (1997), Bastos Leal (1998), Menezes Leal et. al. (2005), o Bloco Gavião
compreende rochas gnáissicas, migmatizadas ou não, rochas vulcanossedimentares
e granitóides arqueanos/paleoproterozóico associadas à evolução do embasamento
do Cráton do São Francisco. Os terrenos gnáissicos são constituídos por três grupos
de TTG’s equilibrados em fácies anfibolito (Bastos Leal 1998). O primeiro grupo, com
idades U-Pb SHIRIMP entre 3,4 - 3,2 Ga, compreende o TTG Sete Voltas/Boa Vista
MataVerde e o Tonalito Bernada. O segundo grupo, com idades U-Pb SHIRIMP
entre 3,2 – 3,1 Ga é formado pelos granitóides Serra do Eixo, Mariana, Piripá.
Segundo Martin et. al. (1991), Marinho (1991), Santos Pinto (1996), Cunha et. al.
(1996) e Bastos Leal (1998), ambos os grupos de TTG’s se originaram a partir da
fusão de basaltos toleíticos, onde somente o segundo sofreu contaminação crustal.
O terceiro grupo, de acordo com Bastos Leal (1998) possui evolução
mesoarqueana e está representado pelos maciços Lagoa do Morro, Serra dos
Pombos e Malhada de Pedras (U/Pb, 2,8 – 2,9 Ga). Segundo Barbosa & Sabaté
(2003) essas rochas possuem química cálcio-alcalina sendo associadas ao
plutonismo granodiorítico e granítico formado durante a subducção de crosta
oceânica para oeste durante a colisão dos Blocos Jequié e Gavião, no
Mesoarqueano.
De acordo com Bastos Leal (1998) e Menezes-Leal et. al. (2005), os terrenos
gnáissicos-migmatíticos arqueanos do Bloco Gavião tiveram importante participação
na gênese do magma parental relacionado com a da granitogênese
paleoproterozóica deste segmento cratônico. Dentre eles, destacam-se os maciços
Rio do Paulo (RP), Caculé (CA), Espírito Santo (ES) e Iguatemi (IG). Os maciços RP
e CA possuem idade Rb-Sr de 1959 ± 50 e 207Pb/206Pb (zircão) de 2019 ± 32 (Bastos
Leal 2000), respectivamente, ambos com características geoquímica que os
enquadram no campo dos granodioritos tipo-I. Já os maciços ES e IG possuem
idades 207Pb/206Pb (zircão) de 2012 ± 25 e Rb-Sr de 2030 ± 75 Ma, respectivamente,
com química associada aos granitos tipo-S (Figura 2.3 e 2.4).
29
Segundo Silva & Cunha (1999), as seqüências vulcanossedimentares do
Bloco Gavião são bastante expressivas (Figura 2.5), o que confere uma área
satisfatoriamente fértil do ponto de vista metalogenético. Neste contexto, desta-se
como Greenstone Belt as seqüências de Umburana, Ibitira-Ubiraçaba, Guajeru,
Riacho do Santana, Contendas-Mirante, Brumado, Urandi e Mundo Novo, todas
hospedeiras de depósitos minerais, principalmente Au, sulfetos maciços de matais
base, Ni-Cu-PGE-Cr. Estas bacias possuem idade arqueana a arqueana-
paleoproterozóica e estão associadas a bacias oceânicas.
Em especial, o Complexo Licinio de Almeida (Silva & Cunha 1999) abriga um
conjunto de gnaisses, quartzitos, formação ferro-manganesífera, mármore, xisto e
rochas calcissilicática (Rocha 1991, 1992 e 1998). Originalmente, foi agrupado por
Moraes et. al. (1980) no Complexo Brumado-Urandi, que englobou as seqüências
vulcanossedimentares dos atuais complexos Brumado-Urandi e Licinio de Almeida
propostos por Silva & Cunha (1999).
Para Silva & Cunha (1999) o Complexo Licinio de Almeida (Figura 2.5) é uma
seqüência sedimentar com ausência de litotipos vulcânicos, característica essa que
não permite classificá-lo como Greenstone Belt. Com relação às idades das
unidades do Complexo Licinio de Almeida, não há dados geocronológicos
sistemáticos e confiáveis que possam fornecer a idade das suas formações.
Atualmente, grande atenção é voltada para esse complexo, sobretudo devido às
recentes descobertas de ferro na região de Caetité e pelos depósitos de manganês
que são hospedados nessa unidade e associados com o Distrito ferro-
manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida. Uma parte das unidades que
hospedam as formações ferro-manganesíferas foram agrupadas por Rocha (1991,
1992, 1998) como unidades do embasamento do Bloco Gavião e denominadas de
Formação Tauape.
30
Figura 2.3: Mapa geológico da porção nordeste do Cráton do São Francisco com ao principais compartimentos tectônicos. A: a – Terrenos graníticos-gnáissicos-migmatíticos arqueanos e paleoproterozóicos; b – Greenstone
Belt arqueanos e paleoproterozóicos; c – Rochas de alto grau metamórfico arqueanas e
paleoproterozóicas; d coberturas sedimentares pós- paleoproterozóicas. B: 1 – Terrenos gnáissicos-
migmatíticos arqueanos da suíte TTg; 2 - Granitóides Arqueanos; 3 - Bloco Jequié (gnaisses
arqueanos de alto grau metamórfico); 4 - Seqüências supracrustais arqueanas e paleoproterozóicas;
5 – Cinturão paleoproterozóico; 6 – Granitóides Paleoproterozóicos; 7 – Sedimentos Cenozóicos. BG
– Bloco Gavião; BS – Bloco Serrinha. Fonte: Menezes-Leal et. al. (2005)
31
Figura 2.4: Mapa geológico simplificado do Bloco Gavião na região de Brumado, destacando
os granitóides estudados (Adaptado de Barbosa & Dominguez 1996). 1- Coberturas
fanerozóicas. Neoproterozóico: 2- Supergrupo São Francisco (Grupo Una). Mesoproterozóico:
Supergrupo Espinhaço (SGESP), 3- Grupos Paraguaçu e Chapada Diamantina, 4- Complexo
ígneo-metamórfico Lagoa Real. Paleoproterozóico: 5- Granitóides (granitos, granodioritos e
monzogranitos); CA= Caculé, ES= Espírito Santo, IG= Iguatemi, RP= Rio do Paulo, SF= Serra
da Franga, UM= Umburanas, GA= Gameleira, RPE= Riacho de Pedras. Arqueano: 6-
Greenstone belt de Contendas Mirante, 7- Seqüências greenstone belt do Bloco Gavião (GBU=
Greenstone belt de Umburanas, IB= Complexo Ibitira-Brumado), 8- Granitóides (tonalitos,
granitos e granodioritos); LM= Lagoa da Macambira, MP= Malhada de Pedras, SE= Serra do
Eixo, MA= Mariana, SV= Sete Voltas, SP= Serra dos Pombos, LMO= Lagoa do Morro, JU=
Jussiape; 9- Terrenos gnáissicos-migmatíticos da suíte TTG (tonalitos, trondhjemitos e
granodioritos) com a presença subordinada de paragnaisses. Z.C.= Zonas de cisalhamentos.
Falhas de empurrão.
32
Figura 2.5: Mapa Geológico do Estado da Bahia simplificado, mostrando os principais terrenos Greenstone Belt e Seqüências Vulcanossedimentares. Fonte: Modificado de Silva & Cunha (1999).
33
2.2.2 Plutônicas ácidas e básicas Para esta seção será considerada que as rochas ácidas e básicas
correspondem às rochas ígneas mais jovens que 1,8 Ga, dentre as quais são
apresentadas o Complexo Lagoa Real e um conjunto de rochas básicas que intrude
as unidades do Supergrupo Espinhaço. Estas rochas são de grande relevância, pois
além de serem importantes marcadores geológicos da evolução tectônica da região,
algumas delas hospedam importantes mineralizações, tais como as de urânio do
Complexo Lagoa Real e as de ouro nas rochas básicas da Chapada Diamantina, em
Gentio do Ouro.
O Complexo Lagoa Real é formado em quase sua totalidade pela Suíte
Intrusiva homônima e, em menor proporção, por um conjunto de anfibolitos,
diabásios e enclaves de charnoquitos (Costa et. al. 1985, Arcanjo et. al. 2000, Cruz
2004). A Suíte Intrusiva Lagoa Real compreende um conjunto de sienitos, álcali-
feldspato granitos e sienogranitos (Cruz 2004, Cruz et. al. 2007) denominados
genericamente de Granito de São Timóteo por Fernandes et. al. (1982). Essas
rochas apresentam idades U/Pb, Rb/Sr e Pb/Pb em torno de 1,7 Ga (Turpin et. al.
1988, Cordani et. al. 1992, Pimentel et. al. 1994 e Cruz et. al. 2007). Tais idades
foram interpretadas como sendo a de colocação do corpo. Segundo Cruz (2004) e
Cruz et. al. (2007) durante o Evento Brasiliano, no Neoproterozóico, estas rochas
sofreram deformação e metamorfismo em zonas de cisalhamento compressionais,
transformando-se em granitóides foliados, gnaisses, augen-gnaisses e gnaisses
fitados. Pimentel et. al. (1994) propuseram uma idade de metamorfismo em torno de
540 Ma para essas rochas. Neste contexto, albititos mineralizados em urânio
integram o Complexo Lagoa Real, sendo que a sua gênese ainda é matéria de
controvérsia. Para Cruz et. al. (2004), tais rochas são o produto da recristalização
sintectônica à principal fase deformacional identificada, ao passo que para Maruèjol
(1989), Chaves et. al. (2008), os albititos são corpos que foram individualizados
durante a evolução magmática da Suíte Lagoa Real.
De acordo com Teixeira (2000), os granitóides do Complexo Lagoa Real
apresentam assinatura química semelhante às vulcânicas da Formação Rio dos
Remédios, unidade basal do Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina. Desta
forma, aquele autor sugere um mesmo magma genitor para ambas as unidades.
34
Um conjunto de rochas básicas ocorre marcando os estágios rifte da bacia
que abrigou o Supergrupo Espinhaço. Em sua maioria estes corpos ocorrem sob a
forma de diques exibindo contato discordante e intrusivo com os litotipos
pertencentes ao embasamento e Supergrupo Espinhaço. Segundo Arcanjo (2000),
tratam-se de gabros/diabásio e dioritos isotrópicos, cinza-escuro a esverdeado,
afaníticos, que mostram quase sempre textura ofítica a subofítica. Segundo Jardim
de Sá et. al. (1976) e Brito Neves et. al. (1979,1980), estas rochas possuem idade K-
Ar entre 1.200 e 500 Ma. Baseado em dados U/Pb, Guimarães et. al. (2005)
advogam que alguns corpos básicos possuem idade de cristalização por volta de 1,5
Ga, possuindo uma filiação toleítica continental. A partir de dados geoquímicos em
diques máficos da porção sudoeste da Chapada Diamantina, Brito (2007) concluiu
que estes corpos compreendem a toleítos continentais diferenciados de um magma
primitivo, que apresentam trend de diferenciação rico em ferro, enquadrando estas
rochas como do tipo E-MORB.
2.2.3 O Supergrupo Espinhaço O Supergrupo Espinhaço compreende uma bacia tipo rifte de caráter
intracratônico, de idade paleoproterozóica, cuja geração iniciou-se no estateriano
(1,7 Ga), (Brito Neves et. al. 1980). Segundo Inda & Barbosa (1978), Barbosa &
Dominguez (1996), Schobbenhaus (1996), Danderfer (2000), Danderfer & Dardene
(2002). A Bacia do Espinhaço é subdividida em Espinhaço Oriental, representada
pela bacia da Chapada Diamantina, e em Espinhaço Ocidental, onde são
reconhecidas as bacias do Espinhaço Meridional, no Estado de Minas Gerais, e do
Espinhaço Setentrional, no Estado da Bahia.
Ao longo dos anos, diversas propostas de empilhamento estratigráfico foram
sugeridas para o Supergrupo em questão. Para Inda & Barbosa (1978) Rocha
(1991), Rocha (1992), Barbosa & Dominguez (1996) e Rocha (1998), na Chapada
Diamantina, o Supergrupo Espinhaço é formado pelos grupos Rios dos Remédios,
Paraguaçu e Chapada Diamantina. Guimarães et. al. (2005) prepuseram um novo
empilhamento para o Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina, tendo como
uma unidade basal, a Formação Gameleira, que é composta por metaquartzitos
finos a grossos exibindo estratificação cruzada e flaser, além de metagrauvacas e
metarcóseos. Sobreposta à unidade anterior ocorre o Grupo Rios dos Remédios,
35
que compreende as formações Novo Horizonte, Lagoa de Dentro e Ouricuri do Ouro.
Este grupo é composto, em geral, por termos vulcânicos incluindo rochas
piroclásticas e epiclásticas, além de metarenitos, conglomerados poligomíticos,
siltitos e ritmitos, estes últimos em menor proporção. O Grupo Paraguaçu,
diferenciado da unidade sotoposta, compreende as Formações Mangabeira e
Açuruá. É composto por uma associação arenitos impuros com estratificação plano-
paralela, siltitos, argilitos e conglomerados. No topo da seqüência têm-se o Grupo
Chapada Diamantina subdividido pelas formações Tombador e Caboclo, que são
constituídos por um conjunto de quartzoarenito fino esbranquiçado, filitos além de
calcarenitos, calcilutitos e conglomerados oligomíticos. A Figura 2.6, mostra de uma
maneira resumida, o empilhamento tectono-estratigráfico e o ambiente deposicional
proposto por Guimarães et. al. (2005) para o Supergrupo Espinhaço na Chapada
Diamantina.
Por outro lado, Rocha (1998) advoga que a bacia do Espinhaço Setentrional é
composta pelo Grupo Borda Leste, na base, e Serra Geral, no topo. Para Rocha
(1991,1992 e 1998), o Grupo Borda Leste é composto pela Formação Mosquito, que
compreende a xistos granadíferos, cianita-xisto, formações ferro-manganesíferas,
calcissilicáticas além de metarenitos com laminação paralela subordinados. Esta
unidade é alvo de grandes controvérsias no cenário atual, principalmente quanto ao
seu posicionamento estratigráfico. Para Moraes et. al. (1980) trata-se de unidades
do embasamento Arqueano, ao passo que para Rocha (1991, 1992 e 1998), tais
unidades estão associadas ao Supergrupo Espinhaço.
O Grupo Serra Geral, por sua vez, é duas vezes mais espesso que o anterior.
Este grupo encontra-se em contato discordante com o grupo sotoposto, sendo
representado pelas formações Salto, Sítio Novo e Santo Onofre (Rocha et. al. 1998).
A Formação Salto, nomeada por Dominguez (1996), é constituída por quartzito
silicificado com estratificação cruzada de grande porte, onde destaca-se sempre em
relevo positivo. A Formação Sítio Novo, por sua vez, é constituída por três litofácies
(T1, T2, T3) que compõe o sistema deposicional Telheiro (Rocha 1991). A litofácies T1
é composta por quartzitos médios, sericíticos, com grande quantidade de
estratificações cruzadas dos tipos acanalada e espinha-de-peixe. A litofácies T2 é
formada por quartzitos finos avermelhados, com intercalações de filito grafitoso.
Quartzito fino a médio, com estratificação cruzada tipo hummocky, caracteriza a
litofácies T3. Definida por Kaul (1970), a Formação Santo Onofre é constituída
36
dominantemente por filitos e por quartzitos subordinados, representando cerca 2/3
do volume total dos sedimentos do Grupo Serra Geral. A coluna estratigráfica
esquemática destas unidades sugerida por Rocha et. al. (1998), está mostrada na
Figura 2.7.
Figura 2.6: Coluna estratigráfica resumida com os principais compartimentos litoestratigráficos, ambiente tectônico e deposicional do Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina. Fonte: Guimarães et. al. (2005).
De acordo com Dominguez (1993), Barbosa & Dominguez (1996), Danderfer
& Dardene (2002), a bacia do Espinhaço, como um todo, é caracterizada como do
tipo sucessora e polistórica por desenvolver-se em vários sítios deposicionais
atrelados a diversos eventos tectônicos, com destaque para alternâncias entre
sistema de riftes e flexura crustal.
Diversos modelos foram propostos na literatura para explicar a evolução
tectônica da bacia do Espinhaço (Tabela 2.1). Dentre estes modelos existe um
consenso para diversos autores, quanto à idade de formação da bacia. Desta fora,
para Brito Neves et. al.(1980), Schobbenhaus et. al. (1994), Dominguez (1996),
Schobbenhaus (1996), Babinsky et. al. (1999), Danderfer-Filho (1990, 2000),
Guimarães et. al.(2005), esta bacia originou-se por volta de 1,7 Ga, estando
37
associada a processos de estiramento crustal onde foram produzidas as rochas
efusivas ácidas e seus correspondentes intrusivos.
Figura 2.7: Coluna estratigráfica esquemática da bacia do Espinhaço Setentrional, mostrando os principais sistemas deposicionais e os ambientes tectônicos. Legenda: 1 a 3 – Estratificação cruzada: 1 Acanalada, pequeno porte; 2 –Acanalada, grande porte; 3-Hummocky; 4-Laminação plano-paralela; 5 –Laminação plano-paralela com marcas onduladas; 6 –Formação ferro-manganesífera do embasamento. Modelos deposicionais: A - Ambiente marinho profundo (possível talude), com lobos turbidíticos; B-Ambiente litorâneo (shoreface). Com tempestades; C- Ambiente continental fluvioeólico; D - Plataforma marinha rasa. Fonte: Rocha et. al. (1998)
Para Dominguez (1996), inicialmente foram depositados o Grupo Borda Leste
no Espinhaço Setentrional e o Grupo Paraguaçu na Chapada Diamantina.
Posteriormente, segundo aquele autor, a deposição dos grupos Borda Leste e
Paraguaçu é finalizada com exposição subaérea e geração de discordância regional.
Para aqueles autores, no Espinhaço Setentrional esta discordância seria bastante
nítida, quando sedimentos continentais fluvioeólicos, da Formação Salto, repousam
38
sobre sedimentos químicos que ocorrem no topo da Seqüência deposicional Borda
Leste. Na Chapada Diamantina esta discordância ainda não foi bem caracterizada.
Ainda segundo Dominguez (1996), esta bacia passaria por novos ciclos de
subsidência e estiramento crustal, atrelado a variações do nível eustático, no qual
foram depositados o Grupo Serra Geral no Espinhaço Setentrional e Chapada
Diamantina na região homônima.
Tabela 2.1: Síntese dos eventos formadores de bacia para a bacia do Espinhaço Sentetrional, de acordo com os modelos propostos por Danderfer (2000), Schobbenhaus (1996) e Dominguez (1996). ULF – Unidade Litoestratigráfica norma, EFB – Evento formador de bacias. Fonte: Danderfer-Filho (2000).
Para a Chapada Diamantina, mais recentemente, redefinindo um modelo
tectonossedimentar para a bacia do Espinhaço na Chapada Diamantina, Guimarães
et. al. (2005) propuseram que a bacia que abrigou o Supergrupo Espinhaço evoluiu
segundo dois eventos superpostos e diacrônicos. O primeiro do tipo rifte-sag,
desenvolveu a bacia do Espinhaço Oriental; e o segundo do tipo sinéclese, com a
formação da bacia da Chapada Diamantina. Segundo o mesmo autor, a seqüência
pré-rifte é composta pela Formação Serra da Gameleira, ao passo que a seqüência
rifte é representa pelas formações Novo Horizonte, Lagoa de Dentro e Ouricuri do
Ouro, as quais compõem o Grupo Rio dos Remédios, e a fase pós-rifte composta
pelas formações Mangabeira e Açuruá. Posteriormente, ainda segundo aquele autor,
39
no Calimiano, uma bacia de sinéclise se instalou onde depositou-se o Grupo
Chapada Diamantina registrada pelas formação Tombador e Caboclo (Figura 2.6).
Por outro lado, de acordo com Danderfer-Filho (2000) e Danderfer & Dardene
(2002), o arcabouço estratigráfico desta bacia na serra do Espinhaço Setentrional
seria composto por oito sintemas, que equivalem a unidades limitadas por
discordâncias ou descontinuidades estratigráficas de extensão regional na bacia. As
unidades identificadas por aqueles autores são as seguntes: (i) Algodão, São Simão,
Sapiranga e Pajeú, estes tectonicamente instalados em sistema de rifte e flexura; (ii)
Bom Retiro, São Marcos, estes depositados em ambiente tipo flexura cratônica e, (iii)
Sítio Novo depositado em bacia tipo rifte, e o Santo Onofre, marcando a fase
transtrativa (Tabela 2.1).
Barbosa & Dominguez (1996) e Danderfer (2000) correlacionam os eventos
formadores de bacia identificados na bacia do Espinhaço Setentrional a evolução da
Chapada Diamantina, propondo que existe uma coerência entre a evolução das
duas bacias.
2.2.4 O Supergrupo São Francisco
No Estado da Bahia o Supergrupo São Francisco ocorre na Bacia do São
Francisco, na Chapada Diamantina e na serra do Espinhaço Setentrional. Esse
Supergrupo foi depositado em uma bacia de idade neoproterozóica que abarcou
sedimentos terrígenos e carbonáticos de ambiente marinho com influência
glaciogênica ocorrida nesta época (Inda & Barbosa 1978, Barbosa & Dominguez
1996). Segundo Inda & Barbosa (1978), Schobbenhaus (1996) e Dominguez (1996),
os principais registros desta bacia são observados, sobretudo, recobrindo as rochas
metassedimentares do Supergrupo Espinhaço. Na Serra do Espinhaço Setentrional
o Supergrupo São Francisco é representado pelo Grupo Santo Onofre
(Schobbenhaus 1996 e Danderfer & Dardene 2002). Neste sentido Danderfer &
Dardene (2002) sugeriram que o Grupo Santo Onfre seria individualizado pelas
formações Canatiba, Boqueirão e João Dias. Essas unidades seriam essencialmente
silicicláticas, com predomínio de pelitos na primeira, sedimentos pelíticos-psamíticos
na segunda e calciruditos na terceira. Para aqueles autores bacia do Santo Onofre é
classificada como uma bacia do tipo strike-slip, ao passo que a bacia do Bambuí,
sobreposta a bacia anterior, é como uma flexura cratônica.
40
Nos domínios da Chapada Diamantina, conforme Barbosa & Dominguez
(1996), o Grupo São Francisco ocorre nas bacias de Irecê e Utinga, compreendendo
o Grupo Una. Este grupo foi subdividido nos depósitos glaciogênicos da Formação
Bebedouro e a seqüência carbonática da Formação Salitre. A Formação Bebedouro
compreende a diamictitos poligomíticos imersos numa matriz fina. Barbosa &
Dominguez (1996), inclui ainda ardósias, arenitos grossos argilosos, além de
arenitos finos com laminação plano-paralela. A Formação Salitre, por sua vez,
segundo Dominguez (1996), é constituída de camadas de calcilutito e calcarenitos
finos a médios de coloração cinza-escuro. Segundo os mesmos autores, esta
unidade é interpretada como resultado da deposição em um ambiente plataformal.
Estes depósitos, de acordo com Danderfer & Dardene (2002), seriam
correlacionáveis ao Grupo Macaúbas e a Formação Jequitaí, encontrados nos
orógenos Araçuaí e Brasília, respectivamente.
2.2.5 Evolução Tectônica A área de domínio do Corredor do Paramirim possui como substrato o Bloco
Gavião, que apresenta uma grande complexidade geológica, tendo em vista os
diversos eventos tectônicos que ocorreram desde o Arqueano ao Neoproterozóico
(Moutinho da Costa & Inda 1982, Cunha & Fróes 1994, Cunha et. al. 1996, Barbosa
& Dominguez 1996, Bastos Leal 1996, Bastos Leal 1997, Bastos Leal 1998, Silva &
Cunha 1999, Danderfer-Filho 2000, Pedrosa Soares 2001, Barbosa & Sabaté 2002,
Barbosa & Sabaté 2003, Menezes Leal 2005, Cruz & Alkmin 2006). Neste contexto,
houve a formação da crosta continental arqueana e o seu retrabalhamento em
eventos tectônicos do Neoproterozóico. A existência ou não de um cinturão de
deformação mesoproterozóico no Corredor do Paramirim ainda carece de estudos
definitivos com argumentos geológicos consistentes e ferramentas laboratoriais.
Somando-se ao retrabalhamento crustal, a colocação de corpos de granitóides de
origem mantélica e a instalação de bacias sedimentares de amplitude regional
integram o cenário evolutivo.
De acordo com Barbosa & Dominguez (1996), Barbosa & Sabaté (2002 e
2003), a evolução arqueana do embasamento do Bloco Gavião deu-se inicialmente
pela formação de dois núcleos de rochas, que corresponde aos maciços TTG Boa
Vista/Mata Verde, Sete Voltas e Tonalito Bernada, cujas idades marcam 3,4 – 3,2
41
Ga, e os granitóides Serra do Eixo/Mariana/Piripá, de idades entre 3,2 - 3,1 Ga. Tais
rochas teriam sido originadas a partir de fusão de basaltos toleíticos, que estariam
associados com a formação de uma crosta continental precoce. De acordo com
aqueles autores, posteriormente formaram-se bacias que abrigaram rochas
vulcânicas máficas e ácidas, além de sedimentos químicos e clastos, de natureza
diversa. Neste contexto, formaram-se as bacias Contendas Mirantes, Umburanas,
Brumado, Urandi-Licinio de Alemida (Marinho 1991, Cunha et. al. 1994, Cunha et. al.
1996, Silva & Cunha 1999).
Durante o fechamento destas bacias, a fusão parcial da crosta continental
antiga gerou outra seqüência de rochas granítica/granodiorítica/migmatítica, que
hoje fazem parte da infra-estrutura do Bloco Gavião equilibrada na fácies anfibolito a
granulito, cuja idade de formação é da ordem de 2,8-2,7 Ga (Barbosa & Sabaté
2003). Alem disso, vulcânicas cálcio-alcalinas (~ 2,5 Ga), intrusões graníticas
(Granito Pé de Serra, ~2,5 Ga) e intrusões máficas-ultramáficas (Sill do Jacaré, ~2,4
Ga) ao lado de filitos e grauvacas estão associadas com Greenstone Belt arqueanos
deste bloco (Marinho 1991).
Já no Paleoproterzóico, ainda segundo Barbosa & Sabaté (2003), ocorreu à
colisão dos Blocos Gavião, Jequié, Serrinha e estruturação do cinturão Itabuna-
Salvador-Curaçá, com cavalgamento desse cinturão sobre o Bloco Jequié. (Figura
2.8).
No final do Paleoproterozóico, a instabilidade no manto sobre a infra-estrutura
arqueana associado à atuação de uma fonte térmica favoreceu a estruturação do
Aulacógeno do Espinhaço (Moutinho da Costa & Inda 1982), que posteriormente foi
denominado de Aulacógeno do Paramirim por Pedrosa Soares et. al. (2001).
Neste contexto, Moutinho da Costa & Inda (1982) defendem que o Bloco do
Paramirim comportou-se como um alto estrutural, separando as bacias da Chapada
Diamantina e Espinhaço Sentetrional. Ainda segundo aqueles, este rifte evoluiu de
forma diacrônica, alternado por momentos de subsidência e soerguimento, os quais
foram seguidos de metamorfismo e erosão concomitantemente. Por outro lado,
Schobbenhaus (1996) defendeu que a bacia que abrigou a sedimentação do
Supergrupo bacia do Espinhaço evoluiu segundo dois eventos tafrogenéticos,
seguidos de fases de subsidência crustal, sem inversão entre eles. Conforme o
referido autor, o primeiro rifteamento teria ocorrido entre 1,75 e 1,0 Ga (Rifte
Espinhaço) e o segundo por volta de 900 Ma (Rifte Macaúbas).
42
Figura 2.8: Seção geotectônica E-W da porção SSE-SSW da Bahia, mostrando a estruturação das unidades geotectônicas paloproterozóicas. Modificado de Barbosa & Sabaté (2004).
A inversão do Aulacógeno do Paramirim é motivo de controvérsia. Para
Jardim de Sá et. al (1976), Brito Neves et. al. (1980), Cordani et. al (1992), a
inversão desta bacia ocorreu em dois estágios, no Meso e no Neoproterozóico,
respectivamente. Por outro lado, baseando-se em critérios estratigráficos e
estruturais, Danderfer-Fº (1990), Danderfer et. al (1993), Schobbenhaus
(1993,1996), Danderfer-Fº (2000), Cruz (2004), Cruz & Alkmim (2006) e Alkmim et.
al. (2007) propuseram um único evento de inversão de bacia e associado com o
Neoproterozóico. A partir de argumentos estruturais, Cruz & Alkmim (2006)
sugeriram duas fases deformacionais para a inversão do Aulacógeno do Paramirim.
A primeira apresenta um conjunto de elementos estruturais tais como zonas de
cisalhamento e dobras com orientação em geral seguindo WSW/ENE (Figura 2.9a).
De acordo com estes autores esta fase esta relacionada com a rotação anti-horária
da Placa Sãofranciscana em virtude das suas colisões coma a placa da Amazônia. A
segunda fase deformacional marca a inversão frontal do Aulacógeno do Paramirim e
foi responsável pela nucleação de zonas de cisalhamento e dobras regionais com
orientação em geral variando entre NW/SSE e NNE/SSW (Figura 2.9b). Feições de
interferência do tipo domo e bacias são geradas pela interação entre as duas fases
mencionadas (Cruz & Alkmim 2006).
43
Figura 2.9: Modelo de interação entre o Aulacógeno do Paramirim e Orógeno Araçuaí, proposto por Cruz & Alkmim (2006).
44
CAPÍTULO 3 GEOLOGIA DAS MINAS
3.1 Introdução
O Distrito Manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida compreende dois
subdistritos: o de Urandi, a oeste da Serra do Espinhaço Setentrional, com trend NE-
SW, e Caetité-Licínio de Almeida, a leste dessa serra, constituindo um trend N-S de
mineralização (Figura 1.2).
No subdistrito de Urandi existem poucas ocorrências de manganês, sendo
estas associadas uma seqüência de carbonatos e calcissilicáticas do Complexo
Urandi (Rocha, 1998). No subdistrito de Caetité-Licínio de Almeida, por sua vez, as
mineralizações de manganês ocorrem associadas a unidades paraderivadas do
embasamento, de idade ainda incerta.
Nesta seção, inicialmente será apresentada uma sintética exposição à cerca
da geologia do manganês e, em seguida, serão apresentados os resultados dos
trabalhos realizados nas minas de Barreiro do Campo, no distrito Urandi, Lagoa
D’antas, Passagem, Colônia e Riacho Cumprido, no distrito Caetité-Licínio de
Almeida.
3.2 Geologia do Manganês: Aspectos Genéticos A determinação precisa de uma fonte particular para depósitos de manganês
do Arqueano e Paleproterozóico é bastante complexa. Entretanto, segundo Roy
(1981), processos hidrotermais e intempéricos servem como modelos básicos para
sugerir a fonte primária do manganês depositado em bacias sedimentares.
45
Segundo Roy (1976) e Glasby (1988), alguns aspectos geológicos e
geoquímicos devem ser levados em consideração para a determinação da fonte
primária do manganês. Dentre eles, destacam-se o ambiente tectônico, associação
de rochas, padrão dos elementos Terras-Raras do protominério, os teores de Ni, Co
e Cu, disposição dos elementos Si e Al, Na e Mg, além de razão Mn/Fe.
Roy (1976) dividiu os depósitos de manganês em três grandes grupos: (i)
vulcanogênicos, (ii) não-vulcanogênicos e (iii) híbrido. Os depósitos caracterizados
como vulcanogênicos são identificados por ocorrem associados a um conjunto de
conglomerados, arenitos, folhelhos, tufos, rochas vulcânicas e outros materiais com
afinidade submarina e subaérea. Tais depósitos são formados a partir de fumarolas.
Estes depósitos comumente ocorrem associados à banded iron formation (BIF’s) de
origem vulcano-exalativa. O depósito de Lúcifer, no México é um dos exemplos
desta forma de ocorrência.
Os depósitos não-vulcanogênicos, conforme aquele autor, geralmente
formam-se em ambiente de lago, compostos por uma associação de sedimentos de
natureza flúvio-lacustrina, sem correspondentes vulcânicos, e associado a
sedimentos terrígenos. São os depósitos de manganês formados por erosão e
intemperismo de rochas básicas. Um exemplo clássico destes depósitos ocorre na
Rússia, em Nikopol, onde existem cerca de 1.7 bilhões de tonelada de manganês,
com teores entre 15 e 35%, ocorrendo associado à margas e folhelhos.
Os depósitos classificados como híbridos são restrito ao Éon Fanerozóico e
são identificados por formarem nódulos de ferro e manganês associados a
sedimentos pelágicos.
De acordo com Roy (1981, 2006), a concentração de manganês em solução e
a sua precipitação é função do sistema inorgânico, que é controlado primariamente
pelas condições físico-químicas do meio (Figura 3.1), estas sendo um produto dos
processos da evolução da Terra. Segundo aqueles autores, a deposição do
manganês se dá geralmente em condições oxidantes e pH levemente básico (Figura
3.1). Alterações pequenas entre as variáveis Eh-pH são determinantes para
modificar o tipo faciológico do protominério, podendo ser do tipo carbonático ou
46
óxido (Figura 3.1). Para Evans (2005) o Mn+2 é solúvel em Eh redutor e pH ácido,
precipitando em Eh oxidante e em pH básico. Adicionalmente a presença de ,
, , a matéria orgânica pode afetar no comportamento das condições
exógenas no momento da deposição.
−3HCO
−24SO −2
4HPO
Figura 3.1: Campo de estabilidade de óxidos e carbonatos de manganês em bacias sedimentares. Extraído de Krauskopf (1979).
Desta forma, segundo os referidos autores, a deposição de manganês é
governada pela disponibilidade de oxigênio e da matéria orgânica livre nas bacias
sedimentares. A Tabela 3.1, sugerida por Kasting (1987), mostra de maneira
simplificada as condições físico-químicas da atmosfera e hidrosfera durante o Pré-
cambriano. Com base nos dados indicados nesta tabela, no Pré-cambriano,
somente entre o Arqueano e o Paleoproterozóico a Terra ofereceu as condições
mais favoráveis para a deposição de manganês, sobretudo, entre as idades de 2.4 e
1.9 Ga, onde predominava um ambiente oxidante, tanto na atmosfera quanto na
47
hidrosfera. Estes dados foram confirmados por Veizer et. al. (1989) e por Roy
(2006), os quais demonstram que os principais depósitos de manganês do Pré-
cambriano são do final do Arqueano até o final Paleoproterozóico (Figura 3.2) e
(Tabela 3.2).
Evans (2005) e Roy (2006) defendem que os principais depósitos de
manganês foram formados em oceanos estratificados (Figura 3.3). O mar Negro,
localizado no sudeste da Europa seria um exemplo atual destes oceanos. De acordo
com aqueles autores, o Mn+2 dissolvido e acumulado na água anóxica (localizada no
substrato marinho) migra por advecção vertical para a interface redox (cerca de 200
m acima da água anóxida), onde alcança a máxima concentração. Ao chegar nesta
interface, partículas de óxido-hidróxido de manganês são formadas pela oxidação do
Mn+2, as quais retornam para a superfície anóxida onde é depositada. Onde a zona
enriquecida intersecta o mar raso ou profundo, que vai depender do nível eustático
do oceano, a acumulação de MnO2 e MnCO3 toma lugar. Para Evans (2005), se o
local de acumulação não sofrer aporte sedimentar significativo a mineralização é
ainda mais enriquecida (Figura 3.3)
Tabela 3.1: Evolução físico-química da atmosfera e hidrosfera durante o Precambriano. Modificado de Kasting (1978).
48
Muitos depósitos atuais encontram-se sob a influência da supergênese. Com
efeito, os depósitos supergênicos de manganês se formam, sobretudo em clima
tropical úmido, com grande contribuição de matéria orgânica e em regiões com
topografia suave (Roy 1981). Conforme Roy (1981) partículas dissolvidas de Mn2+
tornam-se solúveis, pelo efeito dos processos intempéricos, e somente depositam
quando as condições de Eh são oxidantes. Nesses casos forma-se o Mn2+ que se
liga ao oxigênio livre precipitando óxidos de manganês. Dentre os óxidos de
manganês precipitados, os mais comuns são: pirolusita, psilomelano e
criptolomelano, prevalecendo um óxido em detrimento do outro, conforme forem às
condições de Eh-pH reinantes do meio (Figura 3.4).
Figura 3.2: Distribuição dos depósitos de manganês no tempo geológico. Observa-se que entre 2.5 e 2.0 Ga é onde se concentram os maiores depósitos de manganês no mundo. Modificado de Veizer et. al. (1989)
49
Tabela 3.2: Principais depósitos de manganês no tempo geológico. Notar a abundância destes depósitos no final do Arqueano e Paleoproterozóico no Precambriano. Modificado de Roy (2006).
50
Figura 3.3: Representação esquemática do modelo de deposição de manganês em oceanos estratificados com variação do nível eustático do oceano. Modificado de Roy (2006).
51
Figura 3.4: Diagrama Eh-pH mostrando os campos de estabilidade para os minerais de manganês mais comuns em ambiente supergênico. (Fonte Krauskopf, 1957).
3.3 Geologia das Minas Selecionadas Os depósitos de manganês do Distrito de Urandi-Licínio de Almeida situam-se
aproximadamente segundo a direção NE-SW a N-S (Figura 1.2) e estão hospedadas
no Complexo Licínio de Almeida. As ocorrências de manganês neste subdistrito são
caracterizadas por ocorrerem em três tipos de fácies. Ocorrem na fácies óxido,
silicato e carbonato, tendo como minerais de minério metamórfico característicos,
respectivamente, jacobsita (MnFe2O4), espessartita (Mn3Al2[SiO4]) e rodocrosita
(MnCO3). Esta zonalidade entre as fácies do minério se deve, sobretudo, ao
ambiente de deposição, aporte sedimentar e fatores físico-químicos, como sugerido
pela Figura 3.1.
De acordo com Roy (1976, 2006), mineralizações manganesíferas da fácies
óxido somente se formam em ambiente deposicional parálico, com pouco fluxo
sedimentar, geralmente em regiões de planície abissal e de talude, e com grande
52
disponibilidade de oxigênio. Neste caso o mineral metamórfico manganesífero é
facilmente identificado pela jacobsita por possuir propriedades magnéticas. A mina
da Lagoa da Vereda e Bandarra, esta estudada por Machado (1977) e ambas não
estudada nessa monografia, além da mina de Lagoa D’antas são exemplos desta
fácies.
Segundo Roy (2006), o minério da fácies silicato se forma comumente onde o
aporte sedimentar é maior nas regiões de plataforma continental e talude
continental, fornecendo maiores quantidades de sílica (chert). A espessartita se
forma quando o sedimento manganesífero é submetido a processos metamórficos.
As minas Colônia e Riacho Comprido e Passagem caracterizam bem esta fácies.
As mineralizações da fácies carbonato ocorrem principalmente em ambiente
de plataforma continental, com aporte sedimentar restrito e condições de Eh
redutoras (Roy 1976, 2006). O mineral metamórfico característico é a rodocrosita
sendo facilmente identificado pela sua coloração e por reagir quando atacado por
ácido clorídrico (HCl). O depósito de Barreiro dos Campos constitui um exemplo
desta fácies.
Embora ainda seja possível a classificação conforme suas litofácies, os
protominério de manganês estudados foram submetidos aos efeitos da
supergênese. Tais efeitos são produtos da atuação intempérica, ligada às
condições climáticas, rede de drenagem e abundância de matéria orgânica. Quanto
à idade da atuação da supergênese nos depósitos do Distrito Manganesífero de
Urandi-Licínio de Almeida, ela ainda é indefinida. No entanto, segundo Roy (1981)
os depósitos supergênicos mais conhecidos no mundo (p.ex. Serra do Navio, Brasil,
Gabon, Moanda, Burkina Faso, México) são datados do Cenozóico. Exceção a esta
regra ocorre no Ghap Gruop, Transvaal Supergroup na África do Sul, onde os
depósitos de óxido de manganês supergênico são do Proterozóico.
3.4 Descrição das Minas Visitadas Nesta seção serão apresentados os dados geológicos (macroscópicos,
microscópicos e estruturais, nessa ordem) levantados durante os trabalhos de
campo e de laboratório.
53
3.4.1 Mina Lagoa D’anta A mina Lagoa D’anta (Fotografia 3.1), encontra-se situada a sudeste do
município de Caetité, distando cerca de 31 km deste. Partindo-se de Caetité, o
acesso é feito inicialmente pela BR 438, não pavimentada, no sentido sul,
percorrendo cerca de 15 km até o povoado de Santa Luzia. Deste ponto segue-se
por cerca de 16 km no sentido SSW, em estrada não pavimentada, até a referida
mina.
Fotografia 3.1: Vista geral da escavação principal da Mina de Lagoa D’anta.
Trata-se de uma ocorrência de ferro e manganês em uma mina a céu aberto,
com dimensão aproximada de 10 hectares, sendo a concessão de lavra de
propriedade da empresa Rio Doce Manganês S.A (RDM). Atualmente, a mina
encontra-se fora de operação, contudo, não em estágio de abandono, mas em fase
de reavaliação.
O levantamento de dados procedeu-se de forma sistemática sendo realizadas
três seções geológicas (L1, L2 e L3) espaçadas cerca de 10 m cada uma conforme
é mostrada nas Figuras 3.5 a 3.8. Neste levantamento também foi importante à
aquisição de dados estruturais, como foliação, lineação de estiramento, medidas de
eixo e plano axial de dobras, os quais foram utilizados para a caracterização
estrutural da mina.
54
Figura 3.5: Croqui esquemático da mina de Lagoa D’anta exibindo onde foram realizados os perfis geológicos (L1, L2 e L3).
O levantamento das seções geológicas permitiu individualizar oito unidades
distintas, as quais foram retiradas amostras tanto para a caracterização
microscópica e litogeoquímica. A Tabela 3.3 mostra de forma resumida a
composição modal de cada litologia descrita nesta mina.
As três seções geológicas elaboradas são mostradas nas Figuras 3.6, 3.7 e
3.8. Na legenda das seções, as unidades que possuem os maiores teores de ferro e
manganês, e quantidades de óxido de ferro e manganês apresentam-se
hachuradas. As unidades encontradas serão descritas da base para o topo das
seções. O contato entre elas se faz através de zonas de cisalhamento que estão
parelizadas ao bandamento composicional. A composição modas das unidades está
apresentada na Tabela 3.3.
Na mina de Lagoa D’anta aflora um conjunto de xistos, os quais ocorrem
intercalados com formações ferríferas anfibolíticas (Figuras 3.6, 3.7 e 3.8). Tais
unidades encontram-se dispostas de forma tabular a lenticular, em contatos
concordantes paralelizados a uma proeminente foliação deformacional que exibe
uma penetrativa lineação de estiramento mineral. As unidades encontram-se em
camadas e o minério ferro-manganesífero geralmente ocorre entre os estratos dos
litotipos descritos. Na mina foi observado apenas um nível de manganês, que
posiciona na região do open pit (fundo da cava). Acredita-se que boa parte do
minério já tenha sido lavrada em tempos anteriores.
55
Figura 3.6: Seção geológica L1 na mina de Lagoa D’anta mostrando a disposição dos litotipos.
Figura 3.7: Seção Geológica L2 na mina de Lagoa D’anta
A unidade diferenciada como J7L1 (Figura 3.6 e 3.7), na base da seção L1,
nomeada grunerita-cumingtonita Itabirito jacobsítico, como será demonstrado a
seguir, possui 0,57 centímetros metros de espessura . Essa unidade exibe coloração
cinza-escura a preta, sem feições de alteração e apresenta-se anisotrópica, que é
56
representada pela alternância milimétrica entre níveis ricos em opacos e níveis ricos
em silicatos (Fotografia 3.2).
Figura 3.8: Seção geológica L3 na mina de Lagoa D’anta.
Tabela 3.3: Composição modal das unidades diferenciadas na mina de Lagoa D’anta.
Em análise microscópica esta unidade apresenta textura decussada, marcada
pela falta de orientação preferencial da grunerita, e granoblástica, marcada pela
presença de agregados granulares de quartzo. A rocha é composta por óxido de
ferro e manganês, quartzo e pelo anfibólio grunerita-cummingtonita (Tabela 3.3). Os
óxidos de ferro e manganês perfazem 45-48% da rocha apresentando-se em grãos
57
subidioblásticos a xenoblásticos com tamanho variando de 0,075 mm a 15,2 mm,
predominado grãos com 5,3 mm. Alguns minerais encontram-se alterados e exibem
uma textura acicular (Fotografia 3.3). Os grãos de quartzo compõem 31-33% da
rocha e ocorrem xenoblásticos, com tamanho médio de 0,3 mm. Estes cristais
ocorrem alternados a lentes de óxido de ferro e manganês, compondo um
bandamento composicional em lâmina. Os cristais de grunerita-cummingtonita
ocorrem com 16-19% do volume total, em grãos incolores, subidioblásticos com
formato tabular e tamanho médio de 0,25 mm. Esse mineral possui contatos ora
curvos e ora retos com os minerais de quartzo.
Fotografia 3.2: grunerita-cummingtonita Itabirito jacobsítico, unidade J7L1.
Fotografia 3.3: Micrografia da rocha J7L1 mostrando os óxidos de ferro e manganês (Fe e Mn), estes exibindo hábito por vezes acicular (círculo verde em destaque), e minerais de quartzo (Qz). A Fotografia é apresentada em luz polarizada.
58
Conforme descrição acima, possivelmente esta rocha teve como protólito uma
formação ferro-manganesífera e tem como paragênese metamórfica progressiva o
quartzo e a grunerita-cummingtonita.
A unidade J8L1 (Figuras 3.6 e 3.7), classificada como biotita-granada-
tremolita xisto e com cerca de 6,5 metros de espessura, encontra-se sobreposta
tectonicamente à unidade anterior. Macroscopicamente, essa rocha mostra-se com
coloração esverdeada, quando não alterada, e coloração verde claro quando
alterada (Fotografia 3.4). Encontra-se de forma anisotrópica, caracterizada por
apresentar uma proeminente foliação que encontra-se estruturada sob um conjunto
de dobras recumbentes em forma de “W”.
Fotografia 3.4: biotita-granada-tremolita Xisto J8L1 com coloração esverdeada e aspecto anisotrópico.
Em lâmina petrográfica esta rocha apresenta textura porfiroblástica, marcada
pelos minerais de granada, nematoblástica identificada pelos cristais de tremolita,
pseudopoiquilítica, marcado pela presença de grãos de tremolita inclusos nos
porfiroblastos de granada, e lepidoblástica marcada pela biotita (Fotografia 3.5).
Os minerais que compõem esta rocha são granada (59-61%), tremolita (26-
28%), biotita (7-9%) e minerais opacos (2%), Tabela 3.3. A granada mostra-se
subidioblástica a xenoblástica, em grãos porfiroblásticos com tamanho médio de 2,5
mm crescidos entre a massa de anfibólios. Em geral, este mineral apresenta
contatos amebóides a esqueletiformes com os minerais de tremolita. A tremolita
59
mostra-se em grãos subdioblásticos, com tamanho médio de 0,23 mm. Este mineral
apresenta-se incolor, com hábito acicular e compondo a matriz da rocha (Fotografia
3.5 e 3.6). A biotita ocorre com pleocroísmo variando entre verde claro a marrom
claro. Esse mineral encontra-se em grãos subidioblásticos, tabulares com tamanho
médio de 0,68 mm. Esse mineral possui contatos ora retos e ora curvos com os
outros minerais. Os minerais opacos ocorrem de maneira subordinada na lâmina,
podendo estes corresponderem a óxidos de ferro e manganês. Estes minerais
mostram-se em grãos subdioblásticos a xenoblásticos com tamanho médio de 0,3
mm. Eles estão sempre associado as granadas, ocorrendo inclusos e em suas
bordas. Com base nas características macroscópicas e microscópicas acima, esta
rocha corresponde a um xisto, sendo a paragênese progresssiva composta por
granada-tremolita-biotita. O protólito possivelmente é uma marga.
Fotografia 3.5: Aspecto petrográfico da unidade J8L1, em luz plana e polarizada. Notar os porfiroblastos de granada (Grt) e a matriz nematoblástica marcada pelos cristais de tremolita (Tr).
Fotografia 3.6: Aspecto petrográfico da unidade J8L1, em nicóis cruzados. Notar os porfiroblastos de granada (Grt) e a matriz nematoblástica marcada pelos cristais de tremolita (Tr)
A unidade J1L3, chamada de biotita–cianita-tremolita Xisto ocorre na base da
seção L3 (Figura 3.8). Essa unidade tem largura média de 2 metros na mina,
ocorrendo em contato brusco com suas encaixantes. Esta rocha é marcada por
exibir coloração amarelo-esverdeada e por apresentar estrutura anisotrópica,
identificada pela sua foliação metamórfica/deformacional e pela lineação de
estiramento (Fotografia 3.7).
60
Em análise microscópica, a rocha em foco exibe textura nematoblástica,
identificada pelo anfibólio e pela cianita, e lepidoblástica, pela presença da biotita
(Fotografia 3.8). Sua composição modal é formada por tremolita (74-76%), cianita
(13-15), biotita (6-8%) e clorita (1%). A tremolita apresenta-se incolor,
subidioblástica, com formato tabular. Esse mineral ocorre com contatos ora retos e
ora curvos, compondo matriz da rocha. Os cristais de cianita mostram-se em grãos
tabulares, subidioblástico, com tamanho médio de 0,19 mm. A biotita, por sua vez,
ocorre com pleocroísmo variando entre cinza claro a marrom claro, em grãos
subidioblásticos, normalmente com tamanho médio de 2 mm. Este filossilicato
encontra-se bordejado pela clorita, que ocorre tabular, com coloração verde claro,
com baixa cor de interferência e com tamanho máximo de 0,02 mm. A tremolita,
cianita e biotita marcam a paragênese progressiva, ao passo que a clorita, produto
da alteração da biotita, representa a paragênese regressiva. O protólito desta rocha
certamente compreende uma marga.
Fotografia 3.7: Unidade J1L3, mostrando sua coloração e disposição no afloramento.
Sobreposta à unidade anterior, a rocha classificada como J2L3, chamada de
grunerita-cummingtonita-calcita Xisto, tem uma espessura de cerca de 3,5 metros,
onde encontra-se em contato tectônico com as unidades adjacentes. Esta rocha
possui coloração preta-acinzentada quando desprovida das alterações intempéricas
e aspecto geral isotrópico. É formada, principalmente, por minerais de quartzo,
biotita e granada subordinada (Fotografia 3.9).
61
Fotografia 3.8: Aspecto textural da biotita–cianita-Xisto. Notar matriz composta por tremolita (Tr) e biotita (Bt). A imagem é mostrada em nicois crusados.
Como aspecto petrográfico, a rocha mostra textura granoblástica poligonal
marcada principalmente pelos minerais de calcita, e textura porfirítica identificada
pelos minerais de biotita (Fotografia 3.10, 3.11 e 3.12). Sua composição modal é
identificada por minerais de calcita (43-45%), óxido de ferro e manganês (19-21%),
grunerita-cummingtonita (29-32%) e biotita (1-2%). Os minerais de calcita são
xenoblásticos, possuindo contato reto com os demais ocorrendo geralmente em
grãos de 0,18 mm de largura. Os óxidos de ferro e manganês mostram-se em grãos
xenoblásticos de tamanho de 0,17 mm restrito aos espaços entre os grãos de
grunerita-cummingtonita. A grunerita-cummingtonita também apresentam-se como
grãos subidioblásticos, sem feições de alteração intempérica, ocorrendo em contatos
retos com os minerais adjacentes. A biotita normalmente ocorre tabular, como
porfiroblasto medindo 1,3 mm, sendo muito comum à presença de minerais opacos
inclusos (Fotografia 3.11 e 3.12). Estas características sugerem que o protólito desta
rocha compreendeu a uma rocha pelítica com teores razoáveis de cálcio e óxido de
ferro e manganês primário. A paragênese entre calcita, que exibe contatos calcita-
calcita retos, biotita e grunerita-cummingtonita pode sugerir que esta rocha atingiu
no mínimo grau baixo, podendo, entretanto alcançar até a fáceis anfibolito.
A unidade diferenciada como J4L3, denominada de Itabirito, tem espessura
média de 5 metros e pode ser observadas na seção L3 (Figura 3.8). Esta rocha
possui uma coloração amarela-amarronzada, estando alterada. Conforme foliação
observada, a rocha apresenta-se anisotrópica.
62
Fotografia 3.9: Rocha J2L3 com coloração preto-acinzentada e aspecto isotrópico.
Fotografia 3.10: Caracterização microscópica da rocha grunerita-cummingtonita-calcita Xisto (J2L3), mostrando os minerais de calcita (Cal) com geminação polisintética e contatos retos, caracterizando uma textura poligonal. A Fotografia apresenta-se em nicóis cruzados.
Ao microscópio predomina a textura granoblástica granular, evidenciada pelos
minerais de quartzo (Fotografia 3.13 e 3.14). Esta rocha é composta por uma
associação de quartzo e óxido de ferro e manganês. Os grãos de quartzo ocorrem
em grãos xenoblásticos, com 0,16 mm em média. Em geral, formam agregados
poligonais e sub-poligonais, com contatos ora retos e ora curvos. Os minerais de
ferro e manganês totalizam cerca de 43-45 % da rocha, onde mostram-se em grãos
subdiblásticos a xenobláticos de 0,3 mm a 8,2 mm, predominando cristais de 2 mm.
63
Feições de alteração, produto da ação de agentes exógenos é observada quando
óxido de ferro e manganês mudam de cristais subdioblásticos a xenoblásticos,
exibindo formato esqueletal (Fotografia 3.15 e 3.16). Quando a alteração hipogênica
é elevada, os minerais opacos de ferro e manganês exibem um aspecto
descontínuo. Como ocorre na rocha J6L3, estas feições são bem características da
ação supergênica. A presença da associação quartzo e óxido de ferro manganês
não definem de forma precisa o grau metamórfico. Contudo os contatos ora retos
entre os minerais associados a sua forma sugere condições de metamorfismo no
mínimo em grau baixo. Certamente o protólito desta rocha foi uma formação ferro-
manganesífera.
Fotografia 3.11: Fotomicrografia da unidade J2L3 mostrando porfiroblastos de biotita (Bt) tendo minerais opacos inclusos, indicado na seta. Imagem e luz plano polarizada.
Fotografia 3.12: Fotomicrografia da unidade J2L3 mostrando porfiroblastos de biotita (Bt) tendo minerais opacos inclusos, indicado na seta. Fotografia em nicóis cruzados.
Sobreposta às unidades J7L1, na seção L2, e J4L3, na seção L3, a rocha J5-
3L3, foi denominada de grunerita-cummingtonita Itabirito. A unidade possui
espessura média em torno de 3 metros e pode ser observadas nas seções L2 e L3
(Figura 3.6, 3.7 e 3.8). Macroscopicamente, esse litotipo é caracterizado por possuir
coloração cinza escura a preta e por apresentar forte anisotropia, esta marcada
pelas estruturas deformacionais, especialmente a foliação tectono-metamórfica.
As texturas encontradas foram a granoblástica poligonal, marcada pelo
quartzo, e nematoblástica, marcada pela grunerita-cummingtonita.
64
Microscopicamente, esta unidade é formada por óxido de ferro e manganês (44-
46%), quartzo (38-40%) e grunerita-cummingtonita (18-20%),Tabela 3.3. Os óxidos
de ferro apresentam formas irregulares, amebóides a esqueletiformes. Os tamanhos
dos grãos varia de 0,03 mm a 9,4 mm, predominando grãos de 0,75 mm (Fotografia
3.17 e 3.18). Como observado nas unidades J6L3, J4L3, J5L3 e J3L3, os óxidos
primários de ferro e manganês encontram-se em alto estado de alteração
supergênica (Fotografia 3.17 e 3.18). Os minerais de quartzo formam um agregado
de grãos subidioblásticos com tamanho médio de 0,075 mm, exibindo contatos ora
curvos e ora retos com os minerais adjacentes. Os cristais de grunerita-
cummingtonita são subidioblásticos, com hábito tabular. Os grãos medem, na média,
0,23 mm, exibindo aréolas de alteração por produto da alteração intempérica. A
associação paragenética progressiva observada na rocha é formada por quartzo e
grunerita-cummingtonita, o que denuncia que esta rocha foi submetida ao grau
médio de metamorfismo. Estes minerais sugerem que o protólito desta rocha foi uma
formação ferro-manganesífera.
Fotografia 3.13: Aspecto petrográfico da unidade J4L3. Notar os minerais opacos, que correspondem aos óxidos de ferro e manganês (Fe e Mn), exibindo formato irregular, e os cristais de quartzo (Qtz) caracterizando uma textura granoblástica granular. Imagem em luz plano polarizada.
Fotografia 3.14: Aspecto petrográfico da unidade J4L3. Notar os minerais opacos, que correspondem aos óxidos de ferro e manganês (Fe e Mn), exibindo formato irregular, e os cristais de quartzo caracterizando uma textura granoblástica granular. A imagem em nicóis cruzados.
65
Fotografia 3.15: Porfiroblasto de óxido de ferro e manganês, indicado na seta, já exibindo sinais de supergênese, denunciada pelos cristais com fáceis irregulares. Imagem em luz plana polarizada. Notar na parte superior da imagem um aglomerado de grãos de quartzo (Qtz)
Fotografia 3.16: Rocha grunerita-cummingtonita Itabirito, da unidade J5-3L3, expondo alto grau de alteração supergênica. Observar o formato anaedral dos cristais. A Fotografia esta em luz plana e polarizada.
A rocha identificada como J6L3, denominada de grunerita-cummingtonita
Itabirito, tem espessura de cerca de 7 metros, ocorrendo especificamente no topo da
seqüência observada (Figura 3.6, 3.7 e 3.8). Essa rocha encontra-se
moderadamente alterada, com coloração amarela-amarronzada. Apresenta uma
forte anisotrópia marcada, sobretudo por notável foliação metamórfica/deformacional
e bandamento composicional associado (Fotografia 3.19).
66
Fotografia 3.17: Fotomicrografia da unidade J6L3 mostrando os minerais de quartzo (Qtz) e grunerita-cummingtonita (Gr-Cum), além dos halos de alteração pretos entre os grãos da rocha, indicado na seta. Imagem em luz plano polarizada.
Fotografia 3.18: Fotomicrografia da unidade J6L3 mostrando os minerais de quartzo (Qtz) e grunerita-cummingtonita (Gr-Cum), além dos halos de alteração pretos entre os grãos da rocha, indicado na seta. Imagem em nicóis cruzados
As principais texturas observadas são a granoblástica granular, observada no
quartzo, decussada, em menor proporção, marcada pelos minerais opacos, além da
textura nematoblástica marcada pelos minerais de grunerita. Em análise
microscópica esta unidade é formada por minerais de quartzo (50-52%), óxido de
ferro e manganês (25-27%), grunerita-cummigtonita (25-27%), Tabela 3.3 e
Fotografia 3.20. O quartzo é xenoblástico e possui um tamanho médio de 0,075 mm.
Esse mineral ocorre, em geral, formando agregados por vezes poligonais
apresentado contatos quartzo-quartzo retos. Tais feições sugerem processos
associados com a recristalização metamórfica. Os óxidos de ferro e manganês
ocorrem em grãos subdioblásticos a xenoblásticos, com tamanho variando de 0,75
mm a 30,4 mm, sendo mais freqüentes cristais com 8 mm. As bordas desses
minerais são retas, quando o mineral não esta alterado intempericamente, e
embaiadas a esqueletiformes, devido ao efeito da supergênese. A atuação dos
processos supergênicos é bastante marcante nestes minerais onde eles passam a
exibir contatos irregulares e descontínuos tanto nas suas bordas, quanto nos
interstícios dos grãos e fraturas da rocha (Fotografia 3.21). Halos de alteração de cor
preta frequentemente encontram-se associadas a alteração dos óxido de ferro e
67
manganês. Já os halos de alteração de cor alaranjada reflete a alteração dos
minerais de grunerita-cummingtonita (Fotografia 3.21).
Fotografia 3.19: Unidade J6L3, com coloração amarela-amarronzada e aspecto anisotrópico marcada pela foliação metamórfica/deformacional.
Na rocha em foco, a grunerita ocorre frequentemente em grãos incolores, com
hábito tabular, subidioblásticas e com tamanhos variando de 0,045 mm a 0,16 mm,
predominando minerais na faixa de 0,10 mm. Normalmente mostra-se associada a
outros grãos de grunerita-cummingtonita e ao quartzo. Entre os grãos de grunerita-
cummingtonita é comum à presença de halos de alteração intempérica de coloração
preta e alaranjada. Os halos de alteração alaranjada possivelmente refletem a
alteração intempérica dos próprios cristais de grunerita-cummingtonita, os quais
transformam-se em hidróxido de ferro, possivelmente a goethita (Fotografia 3.21).
Com base nas informações acima citadas esta rocha certamente foi produto
de metamorfismo de uma formação ferro-manganesífera, com paragênese
progressiva marcada pelo quartzo e pela grunerita-cummingtonita.
Em escala de afloramento o minério secundário foi diferenciado, sobretudo
quando a rocha apresenta-se muito friável e com estruturas do tipo stock-work. Já
em escala microscópica este o minério supergênico é identificado principalmente
quando apresenta uma forma anaedral e quando preenche fraturas e espaço entre
grãos das rochas.
68
Fotografia 3.20: Fotomicrografia da unidade J6L3 mostrando os minerais que compõe a rocha. Na fotografia é possível observar um agregado de grãos de quartzo, na porção central da imagem, e óxido de ferro e manganês (Fe e Mn) em nicóis cruzados.
Fotografia 3.21: Aspecto petrográfico da unidade J6L3. Notar os óxidos de ferro e manganês preenchendo as fraturas da rocha, causada pela supergênese (indicado na seta amarela) e halos de alteração da grunerita-cummingtonita (Gr-Cum) em cor alaranjada (especificada na seta vermelha). Observar no canto superior direito os minerais de quartzo (Qtz).
Com relação às características geológicas dos litotipos descritos, percebe-se
uma associação de formação ferro-manganesífera, predominantemente ferrífera,
que intercala-se com xistos. O protominério ferro-manganesífero metamórfico trata-
se da grunerita-cumingtonita itabirito jacobsítico. A jacobsita é um mineral de minério
da fácies óxido, certamente depositado em uma bacia com condições oxidantes, e
com pouco aporte sedimentar. O minério secundário é identificado tanto na análise
microscópica e macroscópica. Entretanto, os minerais de minérios a ele associados
69
não foram identificados. Serão necessários estudos aprofundados de microssonda
eletrônica para determinar a mineralogia secundária do depósito.
3.4.2 Mina Colônia e Riacho Comprido A mina Colônia e Riacho Comprido situa-se a sudeste do Município de
Jacaraci. O acesso a essa mina é feito partindo-se da cidade de Jacaraci,
percorrendo cerca de 7 km até a mina por uma estrada não pavimentada na direção
SE. Atualmente a mina da Colônia e Riacho Comprido encontra-se em estado de
abandono (Fotografia 3.22) não havendo, portanto nenhuma atividade de explotação
na área.
A aquisição de dados foi realizada de forma ordenada, fazendo-se
inicialmente um levantamento do perímetro da área (Figura 3.9). Devido às
condições de abandono encontradas, somente foi possível realizar uma seção
geológica na área (Figura 3.10). Nesta seção foi coletada apenas uma amostra,
identificada como JC-02, esta para análise petrográfica e litogeoquímica. As rochas,
de uma maneira geral, encontram-se fortemente alteradas, sendo, portanto difícil a
coleta de dados estruturais e de amostras para análises petrográfica e
litogeoquímica.
Figura 3.9: Poligonal demarcando o perímetro da Mina da Colônia e Riacho Comprido.
Localizada logo acima da unidade anterior, composta por blocos rolados de
manganês do tipo Gondito, ocorre uma camada de manganês, que foi denominada
de Gondito, com espessartita em estágio avançado de alteração (Fotografia 3.23)
Esta unidade possui cerca de 3 metros de espessura e encontra-se em contato
70
brusco com as rochas a ela sobreposta. Essa rocha exibe coloração preto-
acinzentada (Fotografia 3.23) e nela é possível reconhecer domínio com mais alta
alteração intempérica. Neste caso, pode ser observada a intrínseca relação entre o
minério de manganês e a presença de fraturas em arranjo stock-work (Fotografia
3.23). Possivelmente, trata-se de uma feição associada com a circulação de água e
associadas com a alteração da granada mais manganesífera. Este tipo de
mecanismo é responsável pela reconcentração do minério manganesífero,
aumentando seus teores. Neste caso, a concentração é classificada como
supergênica, pois o silicato de manganês é alterado para óxido de manganês que
migra para as fraturas da rocha. Desta forma, o proto-minério apresenta níveis de
sílica e espessartita intercalados, que devido à atuação a supergênese, o manganês
foi removido e reconcentrado nas fraturas da rocha.
Fotografia 3.22: Mina Colônia e Riacho Comprido em alto estado de abandono.
No levantamento elaborado foram individualizados dois litotipos distintos
(Figura 3.10).
Em afloramento pode ser verificado a mineralogia principal da rocha, cuja
porcentagem de espessartita varia entre 60 e 88% da rocha, ao passo que o quartzo
varia entre 12 e 40%. A partir da análise modal, pode-se constatar que o
protominério da mina Colônia e Riacho Comprido (CRC) é um Gondito.
Em análise petrográfica, o protominério apresenta textura granular marcada
por um agregado de grãos de espessartita, óxido de manganês secundário e
quartzo. Os minerais de espessartita possuem 0.1 mm de tamanho ocorrendo em
71
grãos subdioblásticos. Devido à ação dos processos supergênicos, este silicato de
manganês altera-se para minerais opacos, como pode ser bem observado na
Fotografia 3.24. A alteração ocorre preferencialmente no centro dos minerais. Ainda
sob o efeito da supergênese nessa rocha, minerais de manganês secundário
ocorrem preenchendo as fraturas da rocha. O quartzo ocorre em grãos idioblásticos
a subidioblasticos, medindo 0.17 mm, formando agregados poligonais com contatos
retos (Fotografia 3.25 e 3.26), sugerindo recristalização metamórfica. Esta
características denunciam que o protólito desta rocha correspondeu a um sedimento
pelítico rico em manganês, e devido aos contatos retos entre os grãos de quartzo,
esta rocha foi estabilizada no mínimo no grau baixo de metamorfismo.
Figura 3.10: Seção geológica da mina Colônia e Riacho Comprido (CRC) mostrando a disposição das quatro unidades observadas.
Sobreposta à unidade anterior, ocorrem quartzitos com lentes de manganês
de 50 cm, (Fotografia 3.27). Essa unidade ressalta no perfil pela sua coloração
esbranquiçada com níveis centimétricos de coloração escura, que representa o
minério de manganês. Trata-se de uma rocha anisotrópica, sendo marcante a
presença de minerais de quartzo e manganês secundário.
No topo da seqüência mapeada ocorre uma seqüência blocos rolados de
manganês em matacões de 70 centímetros em média imersos numa matriz areno-
argilosa (Fotografia 3.28). Esta unidade também possui contato brusco com a
unidade sotoposta, marcando uma superfície de erosão, e exibe coloração preta-
72
amarronzada onde ocorre numa espessura de cerca de 3 metros. Os blocos
mostram-se da mesma constituição do protominério, estando moderadamente
alterados.
Fotografia 3.23: Minério manganesífero do tipo silicato (Gondito) enriquecido pela supergênese mostrada pela presença de fraturas.
Fotografia 3.24: Fotomicrografia do Gondito (JC-02) onde é possível observar os minerais de espessartita (Spst) alterando para óxido de manganês supergênico (minerais opacos). Fotografia em luz plana polarizada.
73
Fotografia 3.25: Análise petrográfica da rocha JC-02 evidenciando os minerais de quartzo (Qtz) exibindo contatos retos. Representação em luz plano polarizada.
Fotografia 3.26: Análise petrográfica da rocha JC-02 evidenciando os minerais de quartzo (Qtz) exibindo contatos retos. Imagem em nicóis cruzados.
Fotografia 3.27: Quartzitos com lentes de manganês.
Como observado, os depósitos de manganês desta mina ocorrem associado
a rochas paraderivadas, metarenitos ricos em manganês, diferentemente da
associação de rochas ferro-manganesíferas e xistosas que ocorrem na mina de
Lagoa D’antas, descrito anteriormente. Aliado a isso, a tipologia o manganesífera é
distinta. Na ocorrência em questão, tem-se um minério da fácies silicato, sendo
identificado pela espessartita. Desta forma, as condições físico-químicas foram
distintas aquelas relacionadas com as que predominaram na mina de Lagoa Dantas,
74
antes descrita, havendo no sitio da mina de Colônia e Riacho Comprido uma maior
contribuição de silica no momento da deposição do minério.
Fotografia 3.28: Blocos rolados de manganês, no topo da seqüência, imersos numa matriz areno-argilosa.
3.4.3 Mina Passagem A Mina da Passagem situa-se a sudeste do município de Jacaraci, localizada
a cerca de 3 km a sudeste da mina Colônia e Riacho Comprido. Seu acesso
basicamente é o mesmo utilizado para a mina descrita anteriormente, sendo que ao
invés de seguir pela acesso seguindo a primeira estrada a sudeste, segui-se em
frente pela estrada principal por cerca de 2 km, até o primeiro acesso nordeste.
Compreende a um depósito de manganês em uma mina a céu aberto, com
uma dimensão de cerca de 5 hectares. A mina encontra-se em estado de abandono,
sem nenhuma atividade de extração no momento (Fotografia 3.29).
O levantamento de dados baseou-se na execução de um croqui esquemático
da mina (Figura 3.11), uma seção geológica, além da aquisição de dados estruturais
com a elaboração de um mapa de distribuição das estruturas (Figura 3.12 e 3.13).
Devido ao alto grau de alteração destas rochas, nenhuma amostra foi
coletada para as análises petrográfica e litogeoquímica. Na execução do trabalho foi
possível individualizar três unidades, estas dispostas segundo um conjunto de
dobras (Figura 3.13).
75
Fotografia 3.29: Aspecto geral da Mina da Passagem.
Figura 3.11: Croqui esquemático da mina da Passagem.
A unidade classificada como granada-cianita-anfibólio-biotita Xisto (Figura
3.13) possui espessura de afloramento em torno de 2 metros, em média, fazendo
contato brusco com a unidade sobreposta (Fotografia 3.30). Esta unidade possui
coloração amarronzada, sendo anisotrópica, características essa evidenciada pela
marcante foliação (Fotografia 3.31). A foliação é marcada pela disposição dos
minerais de cianita e anfibólio, estes reconhecidos na escala de afloramento. A
granada ocorre com a foliação principal contornando seus grãos. Possivelmente,
76
essas rocha trata-se de um pelito que foi metamorfisado, tendo como associação
mineralógica progressiva formada pela granada, cianita, anfibólio, biotita.
Figura 3.12: Croqui esquemático da mina da Passagem com a distribuição das suas estruturas.
Figura 3.13: Bloco Diagrama na mina da passagem com as unidades identificadas.
A última unidade descrita nesta mina, ocorre no topo da seqüência de rochas.
Corresponde ao minério supergênico, exibindo contado gradacional com a unidade
sotoposta, numa espessura em torno de 3,5 metros. Esta camada de minério
supergênico mostra-se numa coloração preto-acinzentada, numa rocha bastante
friável. Em domínios menos alterado pode-se reconhecer a presença de estrutura do
tipo stock-work, sugerindo que a sua concentração está associada com a presença
77
de fraturas e com a circulação de água. Além disso, nesses domínios ainda é
possível reconhecer a foliação deformacional. O minério é composto principalmente
por minerais de manganês gerados pela alteração da espessartita, que intercala-se
com lentes centimétricas a milimétricas de caulim (Fotografia 3.32). A presença dos
óxidos de manganês é denunciada pela reação que acontece ao ser colocada á
água oxigenada.
Fotografia 3.30: Contado brusco entre o granada-xisto e a formação manganesífera.
Fotografia 3.31: Amostra de um granada-cianita-anfibolita-biotita Xisto na mina, da Passagem.
78
Fotografia 3.32: Minério manganesífero primário, já com feições da atuação supergênica, intercalado com lentes centimétricas a milimétricas de caulim.
A partir dos dados acima registrados percebe-se, de uma forma geral, um
conjunto de rochas derivada de rochas sedimentares, como é o caso da unidade
granada-cianita-anfibólio-biotita xisto que ocorre intercalada com uma rocha roca em
granada mangansífera e biotita. O protominério tipo espessartita (Gondito), da fáceis
silicato, sugere condições físico-química e ambiente deposicional particulares.
Devido a proximidade entre as minas da Colônia e Riacho Comprido e Passagem,
além de mostrarem características geológicas semelhantes, certamente houve as
mesmas condições físico-químicas no ambiente deposicional formador do minério
manganesífero nestas duas ocorrências, com grande aporte de material detritico.
3.4.4 Mina Barreiro dos Campos A Mina Barreiro dos Campos situa-se no distrito manganesífero de Urandi.
Este depósito localiza-se a sudeste do município de Urandi, distando cerca de 12 km
da sede do município.
O levantamento de campo foi feito de maneira preliminar, tendo sido
elaborado um croqui esquemático de uma das cavas principais (Figura 3.14). O
objetivo principal deste levantamento de campo foi a coleta de amostras para análise
petrográfica do minério manganesífero e suas encaixantes. Além disso, procedeu-se
à coleta de dados estruturais. Nesta mina foram coletadas nove amostras, sendo
identificadas como BC-01, BC-02, BC-03, BC-04, BC-05, BC-06, BC-07, BC-08 e
79
BC-09. A Tabela 3.4 exibe de forma resumida os minerais que compõe as rochas
estudadas nesta mina.
Em análise microscópica, a unidade classificada como BC-01 apresenta uma
textura granular de carbonato de cálcio e carbonato de manganês apresentando
bordas interlobadas. Os minerais presentes na rocha são calcita (51-55%),
carbonato de manganês (43-45%) e tremolita (6-8%), Fotografia 3.33. O carbonato
apresenta-se compondo a matriz da rocha, mostrando-se em grãos xenoblásticos
poligonais com 2,4 mm. O contato carbonato-carbonato, carbonato-tremolita e
carbonato-óxido de manganês são curvos e irregulares. É possível observar que
este carbonato sofre alteração supergênica passando a óxido de manganês
secundário, sobretudo, nas microfraturas e espaços entre os grãos da rocha.
Os grãos tremolita são incolores, subidioblásticos e tabulares. Em geral, estes
minerais medem 2 mm e possuem contatos curvos em relação aos demais minerais
da rocha.
Conforme a análise acima descrita, esta rocha pode ser classificada como um
tremolita-calcita manganesífero. Sua paragênese metamórfica progressiva é
formada por tremolita e carbonato, possivelmente a rodocrosita. Entretanto, em
campo, alguns carbonatos reagiram ao ácido clorídrico, sugerindo tratarem-se de
calcita. A mineralogia de alteração intempérica é marcada pelos óxidos e hidróxidos
de manganês, não identificados nesse trabalho. Entretanto, em amostra de mão, as
zonas alteradas reagem à água oxigenada.
Figura 3.14: Croqui esquemático da mina de Barreiro dos Campos.
80
Microscopicamente a rocha identificada como BC-02, demonstra uma textura
nematoblástica marcada pelos cristais de tremolita, e granoblástica poligonal nos
domínios ricos em calcita. A composição modal da rocha é formada por calcita, com
44-46% da lâmina, e tremolita, constituindo cerca de 52-54% da rocha (Fotografia
3.34). A tremolita ocorre em cristais subidioblásticos a xenoblásticos com tamanho
médio de 0,22 mm, apresentando hábito tabular. A calcita, por sua vez, ocorre em
grãos, em sua maioria, xenoblásticos com cristais de 0,37 mm, possuindo contatos
curvos e irregulares com outros grãos do mesmo tipo. A partir das características
petrográficas apresentadas pela rocha, ela pode ser denominada tremolita Xisto,
tendo como protólito uma marga. A paragênese metamórfica progressiva é marcada
pelo carbonato-tremolita
Tabela 3.4: Tabela resumida com a composição modal e nome da rocha das rochas estudadas na mina Barreiro dos Campos.
Em lâmina petrográfica a rocha BC-03 e BC-04 são marcadas principalmente
por apresentar uma textura granoblástica granular, sobretudo, para os minerais de
calcita (Fotografia 3.35). Composicionalmente estas rochas são formadas por calcita
e óxido de manganês secundário. A calcita totaliza 98-99% da rocha, mostra-se em
grãos xenoblásticos com tamanho médio de 9,2 mm exibindo contatos curvos. Os
óxidos-hidróxidos de manganês totalizam 1-2% da rocha, ocorrendo esqueletiforme.
Estes minerais geralmente estão preenchendo as fraturas e os espaços entres os
81
grãos de calcita (Fotografia 3.35). Estes óxidos de manganês secundário são o
produto da alteração do carbonato, sendo, portanto um carbonato com teores
elevados de manganês. Estes carbonatos são chamados de rodocrosita e
dificilmente são distinguidos dos demais carbonatos em lâmina petrográfica. Desta
forma, sua presença é notada somente quando a rodocrosita é atacada pela
supergênese. Neste caso, a rodocrosita altera-se para óxidos de manganês
secundário. Pelo exposto, esta rocha pode ser denominada de mármore, tendo
como um protólito uma rocha carbonática com teores discretos de manganês.
Fotografia 3.33: Fotomicrografia da rocha BC-01. Notar os porfiroblastos de rodocrosita (Rds) com níveis de alteração preliminares em suas bordas, cristais de calcita (Cal) e tremolita (Tr). Imagem com nicóis cruzados.
Fotografia 3.34: Aspecto microscópico da tremolita Xisto (BC-02), mostrando a textura nematoblástica marcada pela tremolita preenchendo a matriz da rocha, além dos minerais de calcita que exibem geminação polisintética. A Fotografia mostra uma seção em nicóis cruzados.
82
Fotografia 3.35: Textura granoblástica granular, marcada pelos minerais de calcita (Cal). Notar a presença do óxido de manganês secundário (indicado nas setas) preenchendo os espaços entre os grãos de calcita na rocha BC-03 e BC-04. A Fotografia é mostrada em luz plano polarizada.
As rochas BC-05 e BC-09, denominadas de mármore, microscopicamente
possuem textura granoblástica granular. Composicionalmente estas rochas são
formadas por um agregado de grãos de calcita, os quais totalizam 99,5% da rocha
(Fotografia 3.36). Estes minerais possuem contatos ora curvos e ora retos com
tamanho médio de 1,2 mm, não mostrando feições de alteração. Conforme exposto,
esta rocha foi produto de metamorfismo de um carbonato, sendo seu grau
metamórfico indefinido.
Fotografia 3.36: Fotomicrografia mostrando a textura granoblástica granular das rochas BC-05 e BC-09. Notar que os minerais de calcita (Cal) apresentam contatos ora retos e ora curvos e geminação polisintética. Imagem com nicóis cruzados.
83
A rocha BC-06 é constituída por um conjunto de minerais de calcita (96-98%)
e óxido de manganês secundário (2-4%), sendo denominada de Mármore com óxido
de manganês. Texturalmente esta rocha pode ser classificada como granoblástica
granular. Os minerais de calcita mostram-se em grãos idioblásticos a
subidioblásticos com tamanho médio de 12,3 mm. Estes minerais apresentam-se em
cristais com contato mútuo entre se, comumente retos e por vezes curvos. O óxido
de manganês secundário apresenta-se em menor proporção na lâmina, sendo
produto da alteração dos minerais carbonáticos rico em manganês. Estes minerais
ocorrem com formato alongado preenchendo fraturas e espaços entre os grão da
rocha (Fotografia 3.37). Com base nos dados acima explícitos esta rocha
certamente teve como protólito uma rocha carbonática rica em manganês.
As rochas BC-07 e BC-08, denominadas de calcita-tremolita-granada Xisto,
possui textura nematoblástica, marcada pela presença da tremolita, porfiroblástica,
observada pela granada, granoblástica (Fotografia 3.32), representada pelos
agregados de grãos poligonais da calcita, e poiquiloblástica, pelas inclusões de
tremolita na calcita. A granada compõe 53-55% da rocha, a tremolita 29-31% e o
carbonato 12-14% (Tabela 3.4). Os grãos de granada apresentam-se como
porfiroblastos subidioblásticos, com granulometria média de 2,2 mm. Esse mineral
exibe contato amebóide com os carbonatos e com a tremolita. Este silicato encontra-
se bastante fraturado, muitas vezes exibindo uma relação mútua de inclusão com os
carbonatos (Fotografia 3.32), ou seja, ora ela inclui os carbonatos, ora aprentemente
é incluida por eles. A tremolita é incolor e ocorre em grãos com formato tabular e
tamanho médio de 2,3 mm. Normalmente este cristal exibe contatos retos a
ligeiramente curvos com os demais, chegando a formar uma paragênese com a
calcita e granada. A calcita mostra-se em cristais subidioblásticos com 1,2 mm de
tamanho, normalmente apresentando contatos curvos com os cristais de tremolita e
embaiados com os de granada. Conforme explicado esta rocha teve como protólito
uma marga. A paragênese metamórfica progressiva é composta pela calcita,
tremolita e granada.
A presença de Xistos e Mármores manganesíferos é um critério determinante
na caracterização faciológica da mina de Barreiro dos Campos. A rodocrosita
compreende a um carbonato de manganês, o qual a sua existência define uma
formação manganesífera da fácies carbonato. Com base nas afirmações de Roy
84
(1976, 2006) e Evans (2005), o minério manganesífero da fáceis carbonato se forma
na região da plataforma continental, em mar raso, com aporte sedimentar restrito e
condições fisíco-químicas redutoras, ou levemente oxidantes e pH entre 5 e 7
(Figura 3.1). Desta forma certamente foram esta as condições reinantes durante a
deposição do minério manganésífero na mina de Barreiro dos Campos
Fotografia 3.37: Mármore com óxido de manganês (BC-06). Notar nas setas a presença de óxido de manganês supergênico preenchendo as fraturas da rocha. A Fotografia é mostrada em nicóis cruzados.
Fotografia 3.38: Fotomicrografia de granada Xisto, mostrando porfiroblastos de granada (Grt) e cristais de tremolita (Tr) formando uma paragênse. Luz plana polarizada.
Fotografia 3.39: Fotomicrografia de granada Xisto, mostrando porfiroblastos de granada (Grt) e cristais de tremolita (Tr) formando uma paragênse. Notar seta indicado grãos poiquiloblastos de tremolita (Tr) inclusos em porfiros de calcita (Cal). Nicóis cruzados
85
3.5 Geologia Estrutural das Minas Visitadas
Neste item serão integrados todos os dados estruturais observados tanto em
escala regional quanto na escala de semi-detalhe. O levantamento em escala
regional, obtido a partir de seções geológicas realizadas segundo E-W, permitiu
verificar que as minas estudadas do Distrito Licínio de Almeida encontram-se
inseridas em contexto compressional marcado pela existência de zonas de
cisalhamento que justapõem as unidades do embasamento mais antigo que 1.8 Ga
sobre os gnaisses e granitóides do Complexo Lagoa Real e também os intercalam
nas unidades da Formação Tauape (Figura 3.15). As unidades do Complexo Licínio
de Almeida encontra-se cavalgadas sobre os metarenitos da Formação Salto, no
Supergrupo Espinhaço. Estes, por sua vez, encontram-se justapostos às rochas das
formações Sítio Novo, do Supergrupo Espinhaço, e Santo Onofre, do Supergrupo
São Francisco. Por fim, as rochas metassedimentares dos supergrupos Espinhaço e
São Francisco encontram-se em contato tectônico, por falha, sobre as rochas do
batólito de Guanambi.
Do ponto de vista da estruturação regional, a mina Barreiro do Campo não foi
estudada.
Com base nos dados estruturais obtidos em todas as escalas de observação,
foi possível individualizar um evento deformacional, que está subdividido em duas
fases, F1, compressional, e F2, de assimetria incerta.
A fase F1 foi subdividida em quatro estágios distintos (Figura 3.16). O
estágio F1’ está relacionado com a formação de uma foliação milonítica S1’, de
cinemática incerta, que encontra-se paralelizada com a foliação S0. Essa foliação é
observada em dobras intrafoliais da fase F1”. Esta, por sua vez, é marcada por uma
foliação milonítica composta S0 // S1’ // S1” e por uma lineação de estiramento
mineral, que estão associadas a zonas de cisalhamento tangenciais com vergência
para NW. O terceiro estágio, F1”’ é representado por dobras assimétricas e
vergentes para NW. Pelo menos os estágios F1” e F1”’ estão associados com
compressões dirigidas de SE para NW. Tais assimetrias são marcadas por
indicadores cinemáticos tais como estruturas S/C e dobras assimétricas,
respectivamente O quarto e último estágio está representado por um achatamento
segundo NE-SW que promoveu a estruturação de figuras de interferência do tipo
domos e bacias, observado na mina da Passagem.
86
Figura 3.15: Seção geológio-estrutural da área de estudo, com posicionamento estrutural das minas de Mn do Distrito de Licínio de Ameida, na serra do Espinhaço Setentrional.
A segunda fase deformacional é marcada por um conjunto de fraturas sem
orientação preferencial, que acomoda minerais como quartzo, clorita e epidoto. Em
Barreiro dos Campos a distribuição das estruturas sugere um contexto
compressional, mas na Mina de Lagoa D’antas essas relações não sao tão claras. A
seguir, as estruturas deformacionais serão descritas por mina.
A mina de Lagoa D’anta encontra-se estruturada por um conjunto de dobras
cuja vergência é para NW (Fotografia 3.40). Na mina em questão, é possível
observar registros das fases F1 e F2. Na fase F1, é possível observar os estágios
F1’, F1’’ e F1’’’. Os registros da fase F1’’ são observados principalmente na unidade
basal da seção L1 (Figura 3.6), onde é possível observar dobras intrafoliais,
sugerindo S1’ // S0 (Fotografia 3.41). Os registros da fase F1’’’ são verificados,
sobretudo no sistema de dobras encontrados na mina, mais precisamente nas
unidades J6L3 e J8L1 (Fotografia 3.42 e 3.43).
Em Lagoa D’anta foram realizadas 49 medidas de estruturas planares. O
plano máximo principal obtido posiciona-se segundo a direção N042/26SE (Figura
3.17a). Como estruturas lineares foram observadas lineação de estiramento (Lx1’) e
87
linha de charneira (Lb’). Para o primeiro caso, foram realizadas 26 medidas, a partir
das quais obteve-se como direção principal 18 p/ N119 (Figura 3.17b). Por outro
lado, foram obtidas 21 medidas de linha de charneira, sendo a direção principal
posicionada segundo a direção 11 p/ N79, aproximadamente ortogonal à direção das
lineação de estiramento (Figura 3.17c).
Com base no diagrama de contorno das estruturas planares S0 // S1’ // S1”
(Figura 3.17a), pode-se verificar uma ampla distribuição dessas estruturas, com
mergulhos variando para todos os quadrantes. Esta configuração é típica de
estruturas em domos e bacias. Essa estrutura não é visível em campo, uma vez que
na escala de observação de afloramentos somente é possível verificar as sobras da
fase Fn’”, como mostrado na Fotografia 3.40. Porém, no diagrama Figura 3.17a
variação na distribuição da foliação reflete o conjunto assimétrico e vergente para
NW e para NE, corroborando a existência de uma estrutura do tipo domos e bacias.
Na mina da Passagem foram obtidas 44 medidas de estruturas planares S0 //
S1’ // S1” com o plano máximo seguindo a direção N265/29NW (Figura 3.18b). Com
relação as estruturas lineares, foram medidas 8 estruturas de lineação de
estiramento mineral (Lx), tendo sido obtida a posição modal de 11 p/ 119 (Figura
3.18a). Na mina foi possível observar um conjunto de rampas de empurrão com
assimetria para NW. Alem disso, dobras intrafoliais sin-F1” também foram
observadas. A distribuição da foliação S0 // S1’ // S1” em campo sugere a existência
de dois antiformes com eixos posicionados segundo NW e NE. Na Figura 3.18b
pode-se observar uma distribuição dessa estrutura compatível com uma guirlanda
cujo eixo posiciona-se em 09 p/ 286. As estruturas com mergulho para NW e SE
também estão represetnadas, mas em menor quantidade. Desta forma, a geometria
típica de feições de interferência em domos e bacias não ficou bem caracterizada no
diagrama da Figura 3.19
Um total de 33 medidas de fraturas de cisalhamento reversas foram obtidas,
tendo sido observadas estruturas com movimento direcional dextral e sinistral
(Figura 3.21). As fraturas de cisalhamento reversa-dextrais totalizaram 22 medidas ,
cujo plano máximo posiciona-se em N125/80SW (Figura 3.21a). Com relação à
lineação de estiramento mineral foram obtidas 20 medidas, predominando 43 p/135
(Figura 3.21b).
88
Figura 3.16: Modelo deformacional da área especificando as fases defomacionais, seus estágios e a cinemática.
Em Barreiro dos Campos foram realizadas 14 medidas da foliação S0 // S1’ //
S1’’ (Figura 3.20) O plano máximo observado nestas medidas segue a direção
N228/46SW (Figura 3.20a). Nessa mina foram obtidos 14 dados da lineação de
estiramento mineral, cuja posição modal é 81 p/209 (Figura 3.20b).
89
As fraturas de cisalhamento reversa-sinistrais totalizam em 11 medidas,
sendo que o plano principal ocorre em N011/80SE (Figura 3.21c). Com relação à
lineação de estiramento mineral, obteve-se 11 medidas, predominando 42 p/347
(Figura 3.21d). Estes dados sugerem uma direção de esforço principal NE-SW
(Figura 3.21e).
Fotografia 3.40: Aspecto geral da mina de Lagoa D’anta que encontra-se estruturada em dobras assimétricas com vergência para NW.
Fotografia 3.41: Dobra intrafolial, sugerindo S0 // S1’ na Mina de Lagoa D’anta.
90
Fotografia 3.42: Dobra inclinada na unidade J6L3 com vergência para NW, registrando o estágio F1’’’ da fase F1.
Fotografia 3.43: Dobra em ‘w’, da unidade J8L1, associada com o sistema de dobras com vergência para NW na mina de Lagoa D’antas. Trata-se de um registro do estágio F1’’’ (Fase F1).
91
Figura 3.17: Diagramas esterográficos de estruturas planares e lineares da Mina de Lagoa D’anta. (a) Diagrama de estruturas planares (S0//S1’//S1’’), (b) diagrama de estruturas lineares (Lbn) e (c) diagrama de estruturas lineares (Lx).
92
Figura 3.18: Diagrama estereográfico sinóptico com estruturas planares e lineares da Mina de Passagem. (a) diagrama de estruturas planares (Sn) e (b) diagrama de estruturas lineares (Lx). Hemisfério inferior.
Figura 3.19: Modelo estrutural esquemático da mina da Passagem.
Figura 3.20: Diagramas estereográfico sinóptico das medidas de foliação (Sn) e lineação de estiramento mineral (lx). Em (a) estereograma da foliação Sn e em (b) estereograma de lineação de estiramento mineral Lx. Hemisfério inferior.
93
Figura 3.21: Diagramas estereográficos sinóptico de fraturas de cisalhamento e decomposição vetorial sugerindo direção de esforço principal. (a) Fraturas de cisalhamento reversa dextral, medida no plano, (b) fratura de cisalhamento reversa dextral, medida na linha, (c) fratura de cisalhamento reversa sinistral, medida no plano, (d) fratura de cisalhamento reversa sinistral, medida na linha e (e) direção do esforço principal. Hemisfério inferior.
3.6 Metamorfismo O levantamento petrográfico e as relações microtexturais permitiram
identificar um conjunto de paragêneses e associações mineralógicas de caráter
progressivo representadas na Tabela 3.5. Nesta tabela, a coexistência da granada e
da cianita em xistos da Mina de Passagem, assim como a presença da tremolita na
Mina de XXX e da grunerita-cummingtonita na Mina de Xxx de são aspectos
relevantes.
94
Tabela 3.5 - Paragênese metamórfica progressiva encontradas nas minas estudadas.
De acordo com Burcher & Frey (2002), em pelitos a temperatura mínima da
formação da granada é de 520ºC. Em condições de pressões intermediárias, a
associação granada e cianita ocorre em temperaturas superiores aos 650º C (Figura
3.20). Por outro lado, a ausência da estaurolita pode estar relacionada ou com a
falta de uma composição adequada para a sua geração (Figura 3.20).
Em rochas metamargas Burcher & Frey (2002) sugerem temperaturas
superiores aos 510º C para a formação da tremolita e superiores aos 550º C para a
95
formação da tremolita e do diopsídio. Por outro lado, de acordo com Fernades et al.
(2003), as fácies óxido-silicato e silicato das formações ferríferas bandadas do
quadrilátero ferrifero têm mostrado a presença de associações minerais marcadas
por ferro-actinolita, hornblenda-ferro-actinolítica, cummingtonita, magnetita + quartzo
na fácies óxido-silicato e anfibólios [actinolita, ferro-actinolita, hornblenda-ferro-
actinolítica, ferro-hornblenda,cummingtonita-grünerita] + quartzo na fácies silicato.
Para aqueles autores, essa paragênese indica metamorfismo na fácies anfibolito
médio ou inferior.
Diante do exposto, sugere-se que a área em estudo atingiu temperaturas
superiores aos 550º C, ou seja, de fácies anfibolito. A presença de clorita sugere
processos associados com retrometamorfismo em fácies xisto verde, uma vez que a
sua temperatura máxima de formação é em torno de 500º C (Burcher & Frey 2002).
Figura 3.22 - Diagrama petrogenético para o sistema F-A-H-S em rochas pelíticas. Fonte: Burcher & Frey (2002).
96
3.7. Litogeoquímica: parâmetros preliminares de análise Durante os trabalhos de campo, um total de 9 amostras foram coletadas
visando a caracterização do protominério e/ou da associação de rochas que estão
relacionadas com as formações manganesíferas do distrito estudado.
3.7.1. Introdução Segundo Klein & Beukes (1989), Derrey & Jacobsen (1990), Morris (1993),
Bau & Dulski (1996), Bolhar et al. (2004) e Polat & Frei (2005), a caracterização
geoquímica de formações ferro-manganesíferas é uma ferramenta muito importante,
sobretudo para indicar uma fonte para estes metais. Para aqueles autores, o estudo
dos elementos maiores, menores e o padrão dos elementos Terras Raras podem ser
importantes traçadores da gênese tanto das formações ferríferas quanto das
manganesíferas. Entretanto, os gráficos e padrões de disposição dos elementos são
distintos de formações ferríferas para manganesíferas. Para as formações ferríferas,
os padrões de elementos Terras Raras são elementos chaves para a caracterização
da fonte. Neste contexto, os elementos menores e maiores não são fatores
determinantes, sendo elementos apenas tidos como coadjuvantes na determinação
da fonte do ferro. Com relação às formações manganesíferas, conforme Khan &
Shah (1999), Acharya et. al. (1997), os elementos maiores e traço são bastante
significativos para a determinação da fonte, não havendo, deste modo um padrão
clássico de elementos Terras Raras para formações manganesíefras.
Desta forma, com base nas informações obtidas dos autores acima
supracitados será feita à caracterização geoquímica das formações ferríferas
associadas com o minério manganesífero da mina de Lagoa D’anta e do proto-
minério da mina de Colônia e Riacho Comprido, as quais foram às únicas em que
houveram coleta de amostras para análise litogeoquímica, tendo em vista que nas
demais minas o proto-minério aflorante está bastante intemperizado. Futuramente,
amostras deverão ser coletadas em furos de sonda e em afloramentos para
substanciar as pesquisas. Entretanto, nesse momento, optou-se por apresentar os
dados, embora ainda muito preliminares, tendo em vista que é uma oportunidade de
realizar um ensaio acadêmico relacionado com a metodologia para o estudo das
formações ferro-manganesíferas, mesmo compreendendo que as análises são em
pouco quantidade.
97
3.7.2. Caracterização litogeoquímica Nesta seção serão apresentados os dados químicos de amostras obtidas nas
minas de Lagoa D’anta e Colônia e Riacho Comprido.
a) Mina de Lagoa D’anta Na mina em questão foram identificados xistos e itabiritos, conforme
apresentado nas seções anteriores (consultar Tabela 3.3). Nesta mina, duas
amostras de formação ferríferas foram analisadas (Tabela 3.6 e 3.7).
Como já explicito neste trabalho, a mina de Lagoa D’anta compreende a uma
formação ferro-manganesífera da fácies óxido, onde os proto-minérios observados
são caracterizados composicionalmente por apresentarem um microbandamento
entre óxido de ferro, manganês, este em menor proporção, e quartzo.
Os dados de elementos maiores (Tabela 3.6) mostram que esta formação
ferrífera é caracterizada por altos conteúdos de SiO2 e Fe2O3, perfazendo cerca de
85 a 95% da rocha. Conforme Bhattacharya et al. (2007) e Klein & Beukes (1989),
as principais formações ferríferas no mundo esboçam valores entre 95 e 98% de
SiO2 e Fe2O3. Os valores de Al2O3 para as amostras das minas em questão,
oscilando entre 0.18 e 0.45 e Na2O e K2O entre 0.07 e 0.14 (Tabela 3.6), também
são bastante similares das formações ferríferas descritas por aqueles autores. Para
Klein & Beukes (1989), Derrey & Jacobsen (1990), Morris (1993), Bau & Dulski
(1996), Bolhar et al. (2004) e Polat e Frei (2005), os valores de elementos traço
como Cu, Co, Ni, Cr e V também são importantes traçadores geoquímicos.
Entretanto, neste trabalho estes elementos não foram analisados.
Tabela 3.6: Análise química de elementos maiores da mina de Lagoa D’anta. Os dados estam expressos em porcentagem.
SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 L.O.I TOTAL
J4L3 44.7 0.02 0.18 49.9 1.14 1.94 0.12 0.07 0.03 0.04 0.0 1.06 99.2
J5-3L3 39.1 0.02 0.45 45.2 0.21 3.65 4.52 3.06 0.06 0.08 0.0 3.65 100.0
98
Tabela 3.7: Tabela para elementos Terras Raras da mina de Lagoa D’anta. Os dados estam expressos em ppm.
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
J4L3 11.2 4.1 1.47 5.6 1.1 0.27 1.54 0.21 1.22 0.30 0.88 0.12 0.8 0.14
J5-3L3 0.41 18.5 4.89 17.7 3.0 0.27 1.54 0.60 3.95 0.90 2.77 0.41 2.8 0.41
Os valores dos elementos Terras Raras são resumidos na Tabela 3.7. Para
Klein & Beukes (1989), Derrey e Jacobsen (1990), Morris (1993), Bau & Dulski
(1996), Bolhar et al. (2004) e Polat & Frei (2005) as principais formações ferríferas já
cartografadas no mundo, de idade arqueana a paleoproterozóica, exibem um leve
enriquecimento em elementos Terras Raras pesados, quando comparados com os
elementos Terras Raras leve, normalmente seguidos de uma anomalia negativa e
Cério (Ce) e anomalias positivas em Európio (Eu). A Figura 3.23 e 3.24 mostra o
padrão clássico de elementos Terras Raras da formação ferrífera da fáceis óxido de
Garumahishani, sudeste da Índia, e dos elementos Terras Raras da mina de Lagoa
D’anta, respectivamente. Com base na comparação entre os dois gráficos (Figura
3.23 e 3.24) é possível observar grandes similaridades entre os padrões
encontrados na mina de Lagoa D’antas e na Índia. Para ambos, pode-se verificar
uma anomalia negativa em Cério (Ce), contudo na mina de Lagoa D’anta este
padrão é mais pronunciante, além de anomalias positivas em Európio (Eu) e leve
enriquecimento nos elementos Terras Raras pesados com relação aos elementos
Terras Raras leve.
De acordo com Ruhlin & Owen (1986), Bhattacharya et al. (2007) e Klein &
Beukes (1989), o leve enriquecimento nos padrões de elementos Terras Raras
pesados com relação aos elementos Terras Raras leve é típico do padrão desses
elementos obtidos em ambientes marinhos do Arqueano e Paleoproterozóico. A
anomalia positiva em Eu nas formações ferríferas bandadas tem sido atribuída a
presença de fluidos hidrotermais (Michard e Albarede 1986, Campbel et al.1988,
Baú e Dulski 1996) e/ou efeitos de contaminação de sedimentos detríticos félsicos
(Rao e Naqvi 1995, Kato et al. 1996). Porém, o conteúdo de Al2O3 observado nas
amostras de formações ferríferas da mina de Lagoa D’anta é muito baixo, isto
99
implica que é muito pouco provável que as anomalias positivas em Eu serem
produto de componentes detríticos félsicos, sendo, portanto, mais razoável sugerir
uma fonte hidrotermal. Para Baú & Dulski (1996), a variação das anomalias positivas
em Eu, como é o caso da ocorrência de Lagoa D’anta, nas formações ferríferas é
um reflexo das flutuações da temperatura, altas e baixas, nos fluidos hidrotermais.
Já quanto às anomalias negativas em Ce, Bhattacharya et al. (2007) e Klein &
Beukes (1989) defendem que estas são conseqüência da remoção e oxidação de
Ce nestes oceanos antigos. Tais afirmações são também corrobadas por Elderfield
& Greaves (1982) e De Baar et al. (1985), onde estes afirmam que esse padrão se
repete nos mares atuais. De acordo com Kato et al. (1996), este padrão é ainda
mais observado na trincheira de Cariaco, sudeste da plataforma do Caribe,
Venezuela, onde a coluna de água ánoxica exibe anomalias positivas em Ce, em
contraste com a coluna de oxida sobreposta com negativas anomalias em Ce. Essa
anomalia negativa vêm demonstrar que no Arqueano e no Paleoproterozoico haviam
grandes oceanos estratificados, estes formados por uma coluna de água anóxida
sobreposta por uma coluna de água oxida, como demonstrado por Roy (2006),
explicado no Capitulo 3 deste trabalho (Figura 3.3).
Figura 3.23: Padrão geoquímico de formação ferrífera da fácies óxido, Garumahishani, Orissa Índia. As amostras encontram-se normalizadas no normalizador PAAS. Fonte: Bhattacharya et
al. (2007)
100
Figura 3.24: Padrão geoquímico de elementos Terras Raras para a mina de Lagoa D’anta. As amostras foram normalizadas no PAAS normalizador.
Desta forma, com base nas aplicações acima explícitas, sugere-se que a
fonte do ferro para a mina de Lagoa D’anta seja provinda de fluidos hidrotermais
certamente ocorrido entre o Arqueano e Paleoproterozóico, numa bacia marinha
estratificada. Como o manganês na mina é da fácies óxido e está espacialmente
relacionado com as formações ferriferas, acredita-se que este também seja o
ambiente para as formações manganesíferas dessa mina.
b) Mina de Colônia e Riacho Comprido
Como descrito no capítulo anterior, a mina de Colônia e Riacho Comprido
compreende a uma ocorrência de manganês onde o proto-minério observado em
lâmina petrográfica é composto por minerais de espessartita (Sps) e quartzo (Qtz).
Desta forma, têm-se uma mineralização de manganês da fáceis silicato, onde a
rocha metamórfica constituída por pelos minerais descritos é nomeada de Gondito.
A Tabela 3.8 resume os teores dos elementos maiores na mina estudada. Nela, é
importante notar que os teores de Al2O3 na mina em questão chegam a 12.7%, fato
que não ocorre na mina Lagoa D’anta, apresentada anteriormente. Esta
101
discrepância se deve prioritariamente a faciologia do minério. Os minérios da fácies
silicatos comumente apresentam maiores teores de alumínio, enquanto que os
minério da fácies óxido geralmente esboçam valores de alumínio em torno de 0.6 a
no máximo 2%.
Tabela 3.8: Tabela resumida dos elementos maiores na mina de Colônia e Riacho Comprido. Todos os dados estam expressos em porcentagem.
SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 L.O.I TOTAL
JC-02 57.1 0.64 12.7 4.76 0.36 20.2 0.12 1.01 0.04 0.11 0.036 3.42 100.4
De acordo com Khan & Shah (1999) e Acharya et. al. (1997), a caracterização
da fonte para mineralizações manganesíferas é feita tomando-se como base,
principalmente, os teores de Fe, Mn, Co, Cu, Ni, Zn, além de Si, Fe, Al, Mg e Na.
Neste contexto, estes autores defendem que os teores de Co, Cu, Ni e Zn, são de
grande relevância na classificação, pois estes elementos são menos imóveis a
processos metamórficos e agentes intempéricos. Neste trabalho, estes elementos
não foram analisados. Desta forma, a classificação geoquímica será feita com base
nos elementos Si, Mg, Al, e Na. Embora estes elementos sejam utilizados para a
caracterização geoquímica do proto-minério, deve-se ser cauteloso na sua
interpretação, uma vez que estes elementos são tidos como móveis aos processos
metamórficos e supergênicos.
Nas figuras 3.25, 3.26 e 3.27 estão apresentados os gráficos para a
diferenciação geoquímica do proto-minério da mina em questão. A Figura 3.25 e
3.26, sugeridas por Choi & Hariya (1992), distinguem os depósitos de manganês
hidrotermais e hidrógenos. Segundo Choi & Hariya (1992), os depósitos de
manganês do tipo hidrógeno são depósitos formado como nódulos de manganês,
num processo relacionado com as propriedades químicas da água do mar. Como
observado, segundo esta classificação, a ocorrência de manganês da mina de
Colônia e Riacho Comprido é sugerida como hidrógeno.
Por outro lado, o digrama discriminante Na (wt.%) x Mg (wt.%) da figura 3.27
foi sugerido por Nicholson (1988) e diferencia os depósitos de manganês formados
em água doce, bastante raros na literatura, ambiente marinho raso e ambiente
102
marinho profundo. Na determinação esboçada na Figura 3.27, sugeri-se que o
manganês da mina em estudo foi formado numa bacia de água doce.
Tais discrepância possivelmente devem-se ao fato de que a área em estudo
foi alvo de eventos tectono-metamórficos, ocorrido no Neoproterozóico, além dos
efeitos da supergênese, no Fanerozóico. Desta forma, o Si, Al, Fe Na e Mg são
elementos bastante susceptíveis a remobilição no ambiente pelo qual eles foram
submetidos e interpretações a partir desses elementos podem não ser confiáveis.
Desta forma, levando em consideração os padrões de Terras Raras da Mina
de Lagoa Dantas e interpretando como uma única bacia que tenha abrigado os
depósitos sugere-se que a plotagem dos dados na figura 3.27 deve-se a perda de
sódio e/ou magnésio durante a supergênese.
Deste modo, neste trabalho, como já observado na ocorrência de Lagoa
D’anta, nas idades e caracterização das rochas regionais estudadas, além da
correlação com os principais depósitos de manganês visto cenário mundial (Tabela
3.2), sugeri-se que o ferro e o manganês das minas estudadas seja proveniente de
fluidos hidrotermais em ambiente marinho que foram atuantes durante o Arqueano
ou mesmo Paleoproterozóico e que levaram à deposição das formações ferro-
manganesíferas em ambiente marinho. Contudo é necessário trabalhos mais
acurados e minuciosos para a melhor determinação da fonte destes metais.
Figura 3.25: Gráfico discriminante de Si x Al, proposto por Choi e Hariya (1992), para determinar a fonte do manganês. A marcação em “X” compreennde a mina de Colônia e Riacho Comprido.
103
Figura 3.26: Gráfico Si x Al, sugerido por Choi e Hariya (1992), diferenciando os depósitos de manganês do tipo hidrogeno e hidrotermal. Notar a marcação em “X” que corresponde a amostra JC-02 da mina de Colônia e Riacho Comprido.
Figura 3.27: Gráfico Na x Mg, suposto por Nicholson (1988), diferenciando o tipo de bacia que gerou os depósitos de manganês. Observar a marcação em “X” compreendendo a mina de Colônia e Riacho Comprido.
104
3.8 Evolução do Depósito de Manganês do Distrito Manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida
A partir das análises dos dados da geologia regional, da caracterização
petrográfica, da análise estrutural e metamórfica, assim como da caracterização
geoquímica, pode-se supor existência de uma bacia marinha que abrigou os
depósitos ferro-manganesíferos do distrito estudado. Certamente, essa bacia evoluiu
sob condições fisico-químicas distintas, havendo locais onde predominaram
condições oxidante com aporte sedimentar restrito, caso da deposição do minério da
mina de Lagoa D’anta, outros onde também predominaram condições oxidantes,
mas com aporte sedimentar maior, como exemplifica as ocorrências de Colônia e
Riacho Comprido e Passagem. Na região plataformal desta bacia, possivelmente as
condições físico-químicas foram redutoras, com condições de pH intermediário e
aporte sedimentar restrito. Estas condições favoreceram à acumulação do minério
carbonático de manganês, na ocorrência em Barreiro dos Campos. Com base nas
considerações de Roy (2006), além da conclusão obtida através dos dados
litogeoquímicos do proto-minério, estes metais certamente se depositaram em uma
bacia oceânica estratificada, onde a fonte primária tanto para o ferro como para o
manganês foi hidrotermal, como ilustrado na Figura 3.28. A idade da bacia ainda é
matéria de controvérsia.
Figura 3.28: Modelo deposicional sugerido para os depósitos de ferro e manganês do Distrito Ferro-Manganesífero de Urandi-Caetité Licínio de Almeida.
105
No final do Paleoproterozóico a abertura do Aulacógeno do Paramirim levou à
deposição de uma espessa seqüência de rochas sedimentares, cujo substrato era
formado pelo embasamento do Bloco Gavião e por um conjunto de seqüências
sedimentares, dentre elas, o Complexo Licinio de Almeida. Em torno de 0.9 Ga a
bacia Macaúbas desenvolveu-se depositando as unidades do Supergrupo São
Francisco.
No Evento Brasiliano, as unidades do complexo em foco sofreram
deformação e metamorfismo de fácies anfibolito. As deformações nuclearam uma
série de zonas de cisalhamento, que propiciaram o cavalgamento das unidades
ferro-manganesíferas e suas encaixantes sobre os sedimentos do Supergrupo
Espinhaço. Não se sabe ainda qual o efeito dessas deformações e metamorfismo na
re-concentração do minério primário. Os fenômenos mais recentes relacionados com
intemperismo levaram à alteração supergenética do deposito e à concentração dos
óxidos de manganês (Despósito secundário). A figura 3.29 sintetiza a evolução do
depósito proposta neste trabalho.
Figura 3.29: Síntese da evolução dos depósitos de ferro e manganês da bacias estudadas
106
CAPÍTULO 4 CONCLUSÕES
A partir dos estudos realizados nos litotipos encontrados foi possível obter
uma boa idéia, mesmo que preliminar, mas de suma importância, da faciologia, do
arcabouço estrutural e da petroquímica das formações ferro-manganesíferas do
distrito em questão. A caracterização faciológica permitiu identificar as fácies óxido,
silicato e carbonato. A fácies óxido está representada por uma associação de
formações ferríferas e manganesíferas da Mina de Lagoa D’anta, ao passo que a
fácies silicato é constituída pela rocha Gondito, uma rocha formada por quartzo e
espessartita, que foi observado nas minas Colônia e Riacho Comprido e Passagem.
Por fim, a fácies carbonato, marcada pelo Mármore manganesífero, rica em
rodocrosita, foi identificada na Mina de Barreiro dos Campos.
Com relação ao arcabouço estrutural, foram identificadas duas fases distintas.
A primeira fase, chamada de F1, é subdividida em três estágios deformacionais,
todos compressivos. O estagio F1’ foi responsável pela criação da foliação S1’, com
cinemática indefinida, que encontra-se paralelizada à foliação S0, como observado
na mina de Lagoa D’anta. O estagio F1’’ é representado pela formação da foliação
milonítica S0 // S1’ // S1’’, lineação de estiramento mineral (Lx1’), rampas de
empurrão e dobras intrafoliais, cujos indicadores de movimento sugerem transporte
de massa para NW. O terceiro estágio é caracterizado pela formação de um sistema
de dobras assimétricas e vergentes para NW, além de estruturas em domos e
bacias, como observado na mina da Passagem. A segunda fase deformacional (F2)
é marcada por fraturas de cisalhamento preenchida por epidoto, clorita e quartzo. Na
mina Barreiro do Campo foi vericada uma distribuição dos elementos estruturais
compatível com movimentos compressionais. Associada com as deformações, uma
107
paragênese sin-tectônica é observada e marcada por quartzo+grunerita-
cummingtonita+ granada (Tabela 3.5)
A caracterização litogeoquímica das rochas associadas com proto-minério
óxido, assim como do protominério carbonático ainda é incipiente. Entretanto, foi a
primeira tentativa de caracterização química dos depósitos. Na mina de Lagoa
D’anta os altos teores de SiO2 e Fe2O3 (85-95%) revelaram a existência de
formações ferríferas. Nessas rochas, as anomalias positivas em Eu e os baixos
valores de Al2O3 sugerem a atuação de fluidos hidrotermais. As anomalias negativas
em Ce possivelmente são o produto da interferência da água do mar, na formação
destes depósitos. Finalmente, o padrão disposto pelos elementos Terras Raras, é
bastante similar ao das fomações ferríferas datadas do Arqueano e
Paleoproterozóico, no cenário mundial.
Na mina de Colônia e Riacho Comprido, os dados geoquímicos sugeriram um
minério formado em sistema hidrógeno, formado em água doce. Esses resultados
certamente não são verdadeiros devido aos elementos utilizados na análise (Si, Al e
Mg) serem considerados como imóveis, sobretudo no ambiente supergênico a que
foram submetidos. Desta forma, imagina-se que o evento tecto-metamorfico ocorrido
principalmente no Neoproterozóico, além da ação da supergênese no Éon
Fanerozóico, foram responsáveis pela remobilização e reconcentração destes
elementos. Neste contexto o Fe e o Mn também são tidos como móveis neste
ambientes, onde certamente foram remolizados e reconcentrados.
Deste modo, apesar de preliminares, os resultados estão mostrando que estes
metais se depositaram associados com os sedimentos do Complexo Licínio de
Almeida, considerada do Arqueano ou do Paleoproterozóico. A partir desses
estudos, prevê-se duas hipóteses para a formação desses depósitos: (i) em locais
da bacia onde predominou um ambiente oxidante, podendo ter havido as seguintes
possibilidades: (ia) onde a acumulação de óxidos de ferro e manganês foi maior que
o aporte de sedimentos pelíticios e sedimentos quimicos silicosos (cherts) pode ter
se formado “minério”, mesmo durante a fase diagenética; (ib) onde a quantidade
desses óxidos foi menor que a quantidade de pelitos e cherts, esses sedimentos
ficaram pobres nesses óxidos; (ic) em locais da bacia onde predominou condições
redutoras, carbonatos de manganês se formaram, as vezes associados com material
carbonoso.
108
Na possibilidade (ib) surgiram proto-minério de manganês com quartzo e
espessartita (Minas da Passagem e Colônia e Riacho Comprido). Na hiopótese (ii), o
proto-minério é carbonático, rodocrosítico (Mina de Barreiro dos Campos).
Durante o Neoproterozoico essas litologias-sedimentares foram deformadas e
metamorfisadas em fácies anfibolito, constituindo o Cinturão de Dobramento e
Cavalgamentos da Serra Espinhaço Setentrional. Assim, no caso da possibilidade
(ia) formaram-se protominério de ferro e manganês, hematítico e jacobsítico (Mina
de Lagoa D’antas). Durante a construção desse cinturão, processos hidrotermais
ligados ao metamorfismo e ás deformações podem ter influenciado na maior ou
menor concentração desses metais, distribuindo-os ao longo das camadas de proto-
minério. Entretanto, apesar dessa possibilidade ser imensamente possível, os dados
de campo e a petrografia estão mostrando que foi a supergênese a principal
responsável pela concentração econômica do manganês nas minas e depósitos do
Distrito em questão.
Como trabalhos futuros, sugere-se os estudo detalhado das faciologias das
minas, assim como a coleta de amostras em furos de sondagem para estudos
petrológicos e litogeoquímicos de maior alcance. Em um estágio de maior futuro
ainda, sugere-se os estudos isotópicos e de inclusões fluidas para que se possa
avaliar, com maior grau de certeza, os processos metalogenéticos formadores de
minérios do Distrito Ferro-Manganesífero Urandi-Licínio de Almeida.
109
REFERÊNCIAS
ACHARYA B. C., RAO D. S. AND SAHOO. Mineralogy, chemistry and genesis of
Nishikha manganese ores of South Orissa, India. Mineralium Deposita. 1997. 32: 79-
93.
ALKMIM, F.F. et. al. Sobre a evolução tectônica do orógeno Araçuaí-Congo
Ocidental. GEONOMOS. 2007 15(1): 25-43.
ALKMIM F. O que faz de um cráton um cráton ? O Cráton do São Francisco e as
revelações Almeidianas ao delimita-lo. In: Mantesso-Neto et al. (eds) Geologia do
Continente Sul-Americano. Evolução da obra de Fernando Flávio Marques de
Almeida. Becca, 2004 pp.: 17-35.
ALKMIM, F.F., et. al. A tectônica quebra-nozes e a gênese do orógeno Araçuaí-
Congo Ocidental. In: SBG/NRJ-ES, Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos, 9,
International Symposium on Tectonics, 3, Búzios, Boletim de Resumos, 2003. 40-
43p.
ALKMIM, F. F. et. al. Arcabouço tectônico do Cráton do São Francisco – uma
revisão. In: DOMINGUEZ, J. M. & MISI, A. (eds) O Cráton do São Francisco. Reunião
Preparatória do II Simpósio sobre o Cráton do São Francisco. Salvador, SBG/Núcleo
BA/SE/SGM/CNPq 1993.
ALMEIDA, F.F. O Cráton do São Francisco. Revista Brasileira Geociências, 1977. 4:
349-364.
ARCANJO, J.B.A., et. al. Projeto vale do Paramirim, escala 1:100.000. Programa de
Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil, CD-ROOM, 2000.
BABINSKI, M., PEDREIRA, A., BRITO-NEVES, B.B., VAN-SCHMUS, W.R.
Contribuição à geocronologia da Chapada Diamantina. In: SBG, Simpósio Nacional
de Estudos Tectônicos, 7, Anais, 1999 p.118-121.
110
BARBOSA, J. S. F. & DOMINGUEZ J. M. L. (eds). Mapa Geológico do Estado da
Bahia. Escala: 1.000.000. Texto explicativo, Salvador, 1996 382p.
BARBOSA, J.S.F. & SABATÉ, P. Geological features and the Paleoproterozoic
collision of four Archaean Crustal segments of the São Francisco Craton, Bahia,
Brazil. A synthesis. Anais Acad. Bras. Ciências, 2002 74(2):343-359.
BARBOSA, J. S. F. & SABATÉ, P. Colagem Paleoproterozóica de Placas Arqueanas
do Cráton do São Francisco na Bahia. In: Revista Brasileira de Geociências, 2003
33(1-Suplemento): 7-14.
BASTOS-LEAL, L.R. et al. Evolução crustal dos terrenos TTGs arqueanos do Bloco
do Gavião, Cráton do São Franscisco: Geocronologia U-Pb (Shrimp) e Pb-Pb em
zircões. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 39, Anais, 1996 p. 539-541.
BASTOS-LEAL, L.R., TEIXEIRA, W., CUNHA, J.C., MACAMBIRA, M.J.B. Crustal
evolution of Gavião block of the São Francisco Craton: A geochronological study with
U-Pb, Pb-Pb, Sm-Nd, Rb-Sr and K-Ar. In: South American Symposium on Isotope
Geology, 2, Extend Abstract, 1997 p. 161-162.
BASTOS-LEAL, L. R. Geocronologia U/Pb (Shrimp), 207Pb/206Pb, Rb/Sr, Sm/Nd e
K/Ar dos terrenos granito-greenstone do Bloco Gavião: Implicações para a evolução
arqueana e paleoproterozóica do Cráton do São Francisco. Brasil. Unpublished
Doctoral Thesis, University of São Paulo, Brazil, 1998.
BASTOS-LEAL, L. R. Isotopic Signatures of Paleoproterozoic Granitoids of the
Gavião block implications for the evolution of the São Francisco Craton, Bahia, Brazil.
In: Revista Brasileira de Geociências. 2000 30(1): 66-69.
BAU M. e DULSKI. Distribuition of yttrium and rare earth elements in the Penge and
Kuruman Iron Formation,Transval Supergroup, South Africa; Precamb. Res. 1996 79
37-55.
111
BHATTACHARYA H. N., INDRANIL CHAKRABORTY AND KAUSHIK K. G.
Geochemistry of some banded iron-formations of the archean supracrustals,
Jharkhand-Orissa region, India. J. Earth Syst. Sci. 2007 116: 245-259
BOLHAR R., KAMBER B. S., MOORBATH S., FEDO C. M. WHITEHOUSE M. J.
Characterisation of early Archean chemical sediments by trace elements; Earth
Planet Sci. Lett. 222 2004 43-60.
BRITO D. C. Geologia, Petrografia e Litogeoquímica dos Diques Máficos que
ocorrem na porção sudeste da Chapada Diamantina, Bahia, Brasil. 2008 76 f.
Dissertação de Mestrado – Curso de Geologia Universidade Federal da Bahia,
Salvador.
BRITO-NEVES, B.B., CORDANI, U.G., TORQUATO, J.R. Evolução Geocronológica
do Pré-cambriano no estado da Bahia. In: INDA, H.A.D. & DUARTE, F.B. Geologia e
Recursos Minerais do Estado da Bahia, 3, SME-COM, 1980 p.1-101.
BRITO-NEVES, B.B., KAWASHITA, K., DELHAL, J. Evolução Geocronológica da
Cordilheira do Espinhaço. Dados novos e integração. Revista Brasileira de
Geociências, 1979 1: 71-85.
CAMPBELL A. C., PALMER M. R., KLINKHAMMER G. P., OWERS T. S., EDMOND
J. M., LAWRENCE J. R., CASEY J. F., THOMPSON G., HUMPHRIS S., RONA P
AND KARSIN J. A. Chemistry of hot springs on the Mid-Atlantic Ridge; Nature. 1988
335: 514-519.
CHAVES A. O., TUBRETT M., RIOS F. J., OLIVEIRA L. A. R., ALVES J. V.,
FUZIKAWA K., NEVES J. M. C., MATOS E. C., CHAVES A. M. D. V., PRATES S. P.
U-Pb ages related to uranium mineralization of Lagoa Real, Bahia-Brasil: tectonic
implications. Revista de Geologia. 2008, 20 (2): 141-156.
112
CHOI J. H., HARIYA Y. Geochemistry and depositional environment of Mn oxide
deposits in Tokoro belt, northeastern Hokkaido. Japan. Econ. Geol. 1992 87: 1265-
1274.
CORDANI, U.G., et. al. Pb-Pb, Rb-Sr, and K-Ar sistematic of the Lagoa Real uranium
province (south-central Bahia, Brazil) and the Espinhaço Cycle (ca. 1.5-1.0 Ga). J.
Sout. Amer. Eart. Sci., 1992 1: 33-46.
COSTA, P.H., ANDRADE, A.R.F. de, LOPES, G.A., SOUZA, S.L. de. Projeto Lagoa
Real. Salvador: CBPM, 1985. Convênio Nuclebrás-SME-CBPM.
CUNHA, J. C. & FRÓES, R. J. B. Komatiítos com textura spinifex do Greenstone Belt
de Umburanas, Bahia. CBPM, Salvador, 1994 29p.
CUNHA, J. C., BASTOS-LEAL, L. R., FRÓES, R. J. B., TEIXEIRA, W., MACAMBIRA,
M. J. B. Idade dos greenstone belts e dos terrenos TTG’s associados da região de
Brumado, centro oeste do Cráton do São Francisco (Bahia-Brasil). In: SBG,
Congresso Brasileiro de Geologia, 39, Anais, 1996 p. 67-70.
CUNHA, J.C., Lopes, G.A. C., Sabaté, P. Estrutura do Bloco do Gavião no Cráton do
São Francisco (Bahia, Brasil): exemplo de tectogênese diacrônica do Proterozóico
Inferior a Superior de um segmento continental Arqueno. In: SBG, Congresso
Brasileiro de Geologia, 38, Anais, 1994p: 381-382.
CRUZ, S.C.P. A Interação Tectônica entre o Aulacógeno do Paramirim e o Orógeno
Araçuaí - Oeste Congo. 2004. 503 f. Tese Doutorado - Instituto de Geociências,
Universidade Federal de Ouro Preto, Minas Gerais.
CRUZ, S.C.P. & AlKMIM, F.F. The tectonic interaction between the Paramirim
Aulacogen and the Araçuaí Belt, São Francisco Craton region, Easter Brazil. Anais da
Academia Brasileira de Ciências, 2006 1: 151-173. - PARA O BRASILIANO.
113
CRUZ, S.C.P.; ALKMIM, F.F.; MARTINS, MARQUES, A. Reativação Distensional de
Estruturas Compressionais da Porção Sul do Corredor do Paramirim, Bahia. In: V
International Symposium on Tectonics, 2007. Natal, Anais. 2007 p.103-105.
DANDERFER Fo., A. & DARDENNE, M. A.. Tectonoestratigrafia da Bacia Espinhaço
na porção centro-norte do Craton do São Francisco: registro de uma evolução
polistórica descontínua. Revista Brasileira de Geociências, 2002 4: 449-460.
DANDERFER Fo, A. Análise estrutural descritiva e cinemática do Supergrupo
Espinhaço na região da Chapada Diamantina (BA). Dissertação de Mestrado,
Departamento de Geologia, Universidade Federal de Ouro Preto, 1990 99p.
DANDERFER Fo., A. Geologia sedimentar e evolução tectônica do Espinhaço
Setentrional, estado da Bahia. Tese de Doutoramento, Instituto de Geociências,
Universidade Federal de Brasília, 2000, 497p.
DE BAAR H. J. W., BACON M. P. e BREWER P. G. Rare earth elements in the
Pacific and Atlantic Oceans; Geochim. Cosmochim. Acta. 1985 49: 1943-1959.
DELGADO, I. M. et. al. Geotectônica do escudo atlântico. In: BIZZI, L. A.,
SCHOBBENHAUS, C., VIDOTTI, R.M., GONÇALVES, J.H. (eds). 2003. Geologia,
Tectônica e Recursos Minerais do Brasil: Texto, Mapas & GIS. Serviço Geológico do
Brasil, Brasília, 2004 p. 227-334.
DERRY L. A. e JACOBSEN S. B. The chemical Evolution Precambriam seawater:
evidence from REEsin banded ironformations; Geochim.Cosmochim. Acta 1990,
54:2965-2977.
DOMINGUEZ, J. M. L. As coberturas do Cráton do São Francisco: Uma abordagem
do ponto de vista da análise de bacias. In: DOMINGUEZ, J. M. L. & BARBOSA, J. S.
F. (eds) O Cráton do São Francisco, SGM, 1993, pp. 137-155.
114
DOMINGUEZ, J. M. L. As Coberturas Plataformais do Proterozóico Médio e Superior.
In: BARBOSA, J.S.F .& DOMINGUEZ, J.M.L. (eds). Mapa Geológico do Estado da
Bahia, Texto Explicativo, 1996, p. 109-112.
ELDERFIELDH. e GREAVES M. J. The rare earth elements in seawater; Nature.
1982, 296: 214-219.
EVANS, A. M. Ore Geology and Industrial Minerals. An Introdution. Geoscience text,
third edition. Blackwell Science,.2005, 389 p.
FERNANDES, P.E.C.A., et. al. Geologia. In: BRASIL. Ministério das Minas e Energia.
Secretaria Geral. Projeto RADAMBRASIL. Folha SD.23 Brasília: geologia,
geomorfologia, pedologia, vegetação e uso potencial da terra. Rio de Janeiro. 1982
GLASBY, G. P. Hydrotermal manganese deposits in island arcs and related to
subduction processes: a possible model for gênesis. Ore Geology Reviews, 1988,
4:145-153.
GUIMARÃES, J.T., et. al. Projeto Ibitiara-Rio de Contas. CPRM/CBPM, Salvador,
2005182p.
INDA, H.A.V. & BARBOSA, J.F. Texto Explicativo para o Mapa Geológico do Estado
da Bahia, SME/COM. 1978137p.
JARDIM DE SÁ, E.F., BARTELS, R.L., BRITO-NEVES, B. B. MCREATH, I.
Geocronologia e o modelo tectonomagmático da Chapada Diamantina e do
Espinhaço Setentrional, Bahia. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 29, 1976.
Anais: 205-227.
KASTING, J. F. Theoretical constraints on oxygen and carbon dioxide concetrations
in the Precambrian atmosphere. Precambrian Research, 1978 34: 205-29.
KATO Y., KAWAKAMI T., KANO T., KUNUGIZA K AND SWAMY N. S. Rare-earth
element geochemistry of banded iron formation and associated amphibolite from the
Sargur bets, South India; J. Southeast Asian Earth Sci. 1996, 14: 161-164.
115
KAUL, P.F.T. Geologia da quadrícula de Boquira, Bahia. Recife, SUDENE/DRN/DG,
1970, 59p.
KHAN A. & SHAH M.T. Geochemistry and origin of Mn-deposits in Waziristan ophioite
complex, north Wazirstan, Pakistan. Mineralium Deposita.1999, 34: 697-704.
KLEIN C. e BEUKES N. J. Geochemistry and sedimentology of a fácies transition
from limestone to iron-formation deposition in the Early Proterozoic Transvaal
Supergroup,South África; Econ. Geol. 1989, 84:1733-1774.
KRAUSKOPF, K.B. Introdution to Geochemistry. McGraw-Hill, Tokyo. 1979, 617pp.
MARINHO, M. M. Lê sequence Volcano-Sedimentaire de Contendas Mirante et la
Bordure Ocidentale du Bloc de Jequié (Craton du São Francisco, Brésil): um example
de transition Archeen-Proterozoic. Doctor of Philosophy Thesis, Universidade de
Clemont-Ferrand, 1991, p.257.
MARTIN, H., PEUCAT, J. J., SABATÉ, P., CUNHA, J. C. Um segment de croûte
continentale d'Age archéean ancien (3.5 millards d'années): lê massif de Sete Voltas
(Bahia, Brésil). C.R. Acad. Sci. Phis., 1991, 313: 531-538.
MARUÈJOL, P. Metasomatose alcalino et mineralization uraniferes: lês albitites du
gisement de Lagoa Real (Bresil). Doctor of Philosophy Thesis, Centre de Recherches
sur la Géologie de l’Uranium, 1989, 421p.
MORAES, L.C., MARTINS, A.B.M., SAMPAIO, A.R., Gil, C. A.A, ANDRADE FILHO,
E.L.. Projeto Brumado-Caetité. Relatório Final, 1a Fase. CPRM/DNPM, 1980, 233p.
MORRIS R. C. Genetic modeling for banded iron formation of the Hamersley Group,
Pilbara Craton, western Austrália; Precamb. Res. 60 (1993) 243-286.
MENEZES-LEAL, A. B. de, LEAL, L. R. B., CUNHA, J. C., TEIXEIRA, W.
Características geoquímicas dos granitóides transamazônicos no Bloco Gavião,
116
Cráton São Francisco, Bahia, Brasil. Geochimica Brasiliensis, São Paulo, v. 19, n. 1,
2005, p. 08-21,
MICHARD A. AND ALBAREDE F. The REE content of some hydrothermal fluids;
Chem. Geol. 1986, 55: 51-60.
MORRIS R. C. Genetic modeling for banded iron formation of the Hamersley Group,
Pilbara Craton, western Australia; Precamb. Res. 1993 60 243-286.
MOUTINHO da COSTA, L. A. & Inda, H. A. V. O Aulacógeno do Espinhaço. Ciências
da Terra, 1982, 2: 13-18.
NICHOLSON K. An ancient manganese-iron deposit of fresh water origin, Islay,
Argyllshire. ScottJ. Geol. 1988, 24(2): 175-187.
PEDROSA-SOARES, A. C. et. al.. Orógeno Araçuaí: Síntese do Conhecimento. 30
anos após Almeida 1977. GEONOMOS. 2007, 15(1): 1 – 16.
PEDROSA-SOARES, A. C., NOCE, C. M., WIEDEMANN, C. M., PINTO, C. P. The
Araçuaí-West-Congo Orogen in Brazil: an overview of a confined orogen formed
during Gondwanaland assembly. Precamb. Res., 2001, 1-4: 307-323.
PIMENTEL, M.M., MACHADO, N., LOBATO, L.M. Geocronologia U/Pb de rochas
graníticas e gnáissicas da região de Lagoa Real, Bahia, e implicações para a idade
da mineralização de urânio. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 38, Boletim
de Resumos Expandidos, 1994 p. 389-390.
POLAT A. AND FERI R. The origin of early Archean banded iron formations and of
continental crust, Isua, southern West Greenland; Precam. Res. 2005, 138 151-175.
RAO T. G. AND NAQVI S. M. Geochemistry, depositional environment end tectonic
setting of the BIF’s of the Late Archean Chitradruga Schist Belt, India.Chem. Geol.
1995, 121: 217-243.
117
ROCHA, G.M.F. Caracterização da fácies Boquira – encaixante da mineralização de
chumbo-zinco. In: GEOLOGIA E RECURSOS MINERAIS DO ESTADO DA BAHIA.
Salvador: SGM, 1990 (Textos básicos, 8). 1985, p.3-75. Dissertação de Mestrado –
Curso de Geologia Universidade Federal da Bahia, Salvador.
ROCHA, G. M. F. Projeto Distrito Manganesífero do sudoeste da Bahia. Salvador,
SGM, 1991.
ROCHA, G.M.F. Análise Estrutural e quadro tectônico-evolutivo da borda leste do
Espinhaço Setentrional – Sudoeste do Estado da Bahia. Revista Brasileira de
Geoociências, São Paulo, 1992, 22(4): 462-471.
ROCHA, G.M.F., SOUZA, S.L., GARRIDO, I.A.A. Distrito Manganesífero de Urandi-
Licínio de Almeida, Bahia: geologia e potencialidade econômica. CBPM, Série
Arquivos Abertos, 1998, 12: 34p
ROY, S. Ancient manganese deposits, in K. H. Wolf, Ed., Handbook of Stratabound
and Stratiform Ore Deposits, vol. 7. New York: Elsevier. (1976) pp. 395-476
ROY, S. Manganese Deposits. Academic Press, London, 1981, 458 pp.
ROY, S. Sedimentary manganese metallogenesis in response to the evolution of the
Earth system. Earth-Science Reviews 77, 2006, pp 273-305.
RUHLIN D. E. AND OWEN R. M. The rare element geochemistry of hydrothermal
sediments from the East Pacific Rise: examination of a seawater scavenging
mechanism; Geochim. Cosmochin. Acta, 1986, 50: 393-400.
SANTOS-PINTO, M. A. Le recyclage de la coúre continentale archéenne: Exemple
du bloc du Gavião – Bahia, Brasil. Doctor of Philosophy Thesis, Geociences Rennes.
1996, 193p.
118
Schobbenhaus, C. O Proterozóico Médio do Brasil com ênfase à região centro-leste:
Uma revisão. Tese de Doutoramento, Freiburger Geowiss. Beitr, 1993. 166p.
SCHOBBENHAUS, C., HOPPE, A., BAUMANN, A., LORK, A. Idade U/Pb do
vulcanismo Rio dos Remédios, Chapada Diamantina, Bahia. In: SBG, Congresso
Brasileiro de Geologia, 38, Anais, 2, 1994, p. 397-399.
SCHOBBENHAUS, C. As tafrogêneses superpostas Espinhaço e Santo Onofre,
estado da Bahia: Revisão e novas propostas. Revista Brasileira de Geociências,
1996, 4: 265-276.
SILVA, M. G. & CUNHA, J. C. Greenstone Belts and equivalent volcano-sedimentary
sequences of the São Francisco Craton, Bahia, Brasil, Brasil – Geology and Mineral
Potencial. In: SILVA, M. G. & MISI, A. Base Metal deposits of BRAZIL.
MME/CPRM/DNPM, Belo Horizonte, 1999, p. 92-99.
TEIXEIRA, L.R. Relatório Temático de Litogeoquímica. Projeto Vale do Paramirim,
Salvador, CPRM/CBPM. 2000, 35p.
TURPIN, L., MARUÈJOL, P., CUNEY, M.. U-Pb, Rb-Sr and Sm-Nd chronology of
granitic basement, hydrotermal albitites and uranium mineralization, Lagoa Real,
South Bahia, Brazil. Contrib. Mineral. Petrol., 1988, 98: 139-147.
VEIZER, J., LAZNICKA,P. & JANSEN, S. L. Mineralization through geologic time:
Recycling perspective. American Journal of Science, 1989, 289: 484-524.
