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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA LEIDIANE CERQUEIRA DE CARVALHO CARACTERIZAÇÃO MINERALÓGICA/QUÍMICA DA MINERALIZAÇÃO SUPERGÊNICA DO DEPÓSITO DE Pb-Zn (Ag), ALVO MORRO DO CHUMBO, NOVA REDENÇÃO, BA Salvador 2013
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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
LEIDIANE CERQUEIRA DE CARVALHO
CARACTERIZAÇÃO MINERALÓGICA/QUÍMICA DA MINERALIZAÇÃO SUPERGÊNICA DO DEPÓSITO DE Pb-Zn (Ag),
ALVO MORRO DO CHUMBO, NOVA REDENÇÃO, BA
Salvador 2013
LEIDIANE CERQUEIRA DE CARVALHO
CARACTERIZAÇÃO MINERALÓGICA/QUÍMICA DA MINERALIZAÇÃO SUPERGÊNICA DO DEPÓSITO DE Pb-Zn (Ag),
ALVO MORRO DO CHUMBO, NOVA REDENÇÃO, BA
Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia. Orientador: Prof. Dr. Aroldo Misi
Salvador 2013
TERMO DE APROVAÇÃO
LEIDIANE CERQUEIRA DE CARVALHO
Salvador, 26 de março de 2013
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
Prof. Dr. Aroldo Misi - Orientador Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia Prof. Dr. José Haroldo da Silva Sá Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia MSc. Maísa Bastos Abram CPRM - Serviço Geológico do Brasil
AGRADECIMENTOS
Quero, primeiramente, agradecer a Deus, força maior do universo, pela
coragem de perseverar neste longo caminho, e por não me deixar sucumbir diante
das dificuldades.
Agradeço aos meus pais pela disciplina, educação, carinho e pelo apoio
incondicional em todos os momentos. Obrigada mãe pelo seu imenso amor e por me
mostrar que ter força de vontade é uma capacidade que todos temos, basta querer!
Aos meus irmãos Dan, Clebe e Evandro por se mostrarem sempre presentes
em minha vida, com muito afeto e preocupação. Obrigada Dan por ter sido sempre
um segundo pai!
A Daniel, companheirinho e conselheiro, agradeço principalmente pelo amor,
carinho e paciência, e por ter me dado um braço na confecção deste trabalho. Serei
eternamente grata!
Ao Prof. Dr. Aroldo Misi pela paciência, atenção e ajuda na confecção deste
trabalho. A todos os professores da UFBA, que veem lutando pela qualidade da
universidade e pela formação de bons profissionais. Agradeço a todos os
funcionários do IGEO pela dedicação e simpatia.
A CPRM pela confecção das lâminas e principalmente pelo acolhimento e
carinho dado por todo pessoal da DIARMI, Madá, Maísa, Ioná, Rogério, Nívia, Joci,
Davi, Marco, Denis, Ricardo, Alessandra e meus companheiros de estágio Elo,
Sizão e Marcelo.
Ao CETEM pela realização da MEV e do DRX, em especial ao Everton e o
Reiner que foram os facilitadores das análises.
Aos colegas de geologia que me fizeram dar as melhores risadas: Gi, Elô,
Bianca, Taís, Cipri, Goiaba, Thiago, Vitinho, Fabiane, Gabriel, Laura, Xandi, Ed,
Pricila, Brunos, Carlos, MV, Acássio, Rebeca, Lucas, Gontijo, Muriel, Eula, Falcão,
Luana, Jamille, Clarinha, Caio, Eduardo, Nilsinho, Natália, Dexter, Natali, Dona
Florinda, Zé, Cabeça, Ramon, Gagau e Chapa.
E por fim, com muita alegria, agradeço as meninas da residência, que
dividiram comigo sem dúvida os momentos mais difíceis dessa jornada, estas são
mulheres batalhadoras que lutam para tranformar seus sonhos em realidade: Cintia,
Ivone, Norma, Sara, Germana, Lai, Lú, Xica, Dai, Robertinha, Alana, Nélia, Renata e
a todas que dividiram comigo o mesmo teto durante todos esses anos.
“A mente que se abre a uma nova ideia, jamais voltará ao seu tamanho original.”
Albert Einstein
RESUMO
O estudo da porção sudoeste do Depósito de Pb-Zn (Ag) de Nova Redenção
(Ba), denominado de alvo Morro do Chumbo, possibilitou identificar uma
mineralização dominada por minerais secundários não sulfetados resultantes de
processos supergênicos. Nesta área a mineralização é hospedada nos dolarenitos e
dolomitos na forma de bolsões, preenchendo fraturas, encaixada em zonas de falhas
e de cisalhamento rúptil e substituindo a matriz dessas rochas. Na quantificação dos
minerais de minério por difratometria de raios-X foi observado
cerussita>>quartzo>goethita>galena. A caracterização mineralógica/química do
minério na microscopia eletrônica de varredura possibilitou identificar os primários:
galena, esfalerita, pirita e tennantita, e os secundários: cerussita, oxi-hidróxido de
ferro, anglesita e covelita. Com base nestes dados é possível identificar as diversas
fases de um processo clássico de oxidação e enriquecimento supergênico de
sulfetos em rochas carbonáticas.
Palavras-chave: depósito de Pb-Zn supergênico; Nova Redenção; Neoproterozoico.
ABSTRACT
The detailed study of the southwestern portion of Nova Redenção Pb-Zn (Ag)
Deposit (Ba), known as Morro do Chumbo target, allowed the identification of
mineralization dominated by non-sulphide secondary minerals resulting from
supergene processes. The mineralization is hosted in dolarenites and evaporitic
dolostones filling, fractures, faults and brittle shear zones and replacing rock matrix.
The quantification of ore minerals using X-ray diffraction allowed recognize cerussite
>> quartz> goethite> galena. The mineralogical/chemical characterization of the ore
with scanning electron microscopy identified the primary minerals: galena, sphalerite,
pyrite and tennantite, and secondary supergene minerals: cerussite, Fe-
oxyhydroxides, anglesite and covellite. It is well characterized an oxidation-
supergene enrichment process in carbonate rocks.
Keywords: Supergene Pb-Zn deposit, ; Neoproterozoic; Nova Redenção, BA
SUMÁRIO
LISTA DE FIGURAS....................................................................................................x LISTA DE TABELAS.................................................................................................xv
1 INTRODUÇÃO.................................................................................................... 16
1.1 Localização e Vias de Acesso...................................................................................... 17
1.2 Objetivos.........................................................................................................................18
1.3 Justificativa.................................................................................................................... 18
1.4 Materiais e Métodos.......................................................................................................19
2 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA.......................................................................... 21
2.1 Depósitos de Chumbo e Zinco Hospedados em Rochas Carbonáticas e os
Processos Supergênicos Superimpostos.............................................................................. 21
2.1.1 Depósitos de Pb-Zn Hospedados em Rochas Carbonáticas.................................21 2.1.2 Modelos Metalogenéticos...................................................................................... 22
2.1.2.1 Modelo do tipo MVT.....................................................................................23 2.1.2.2 Modelo do tipo Irlandês................................................................................28 2.1.2.3 Modelo do tipo SEDEX................................................................................29
2.2 O Depósito de Nova Redenção.....................................................................................29
2.3 Síntese dos Processos Supergênicos em Depósitos de Pb-Zn................................ 31
2.3.1 Fatores que influenciam na geração de depósitos supergênicos.......................... 32 2.3.2 Estágio de Oxidação.............................................................................................. 35
2.3.2.1 Blindagem mineral........................................................................................35 2.3.2.2 Adsorção de metais por oxi-hidróxidos de ferro (OHF)................................36 2.3.2.3 Solubilidade e estabilidade de minerais secundários de Pb-Zn...................37
2.3.3 Estágio de Pós-oxidação....................................................................................... 41
3 GEOLOGIA REGIONAL..................................................................................... 42
3.1 Supergrupo Espinhaço..................................................................................................43
3.2 Supergrupo São Francisco........................................................................................... 44
3.2.1 Grupo Una............................................................................................................. 45
3.3 Evolução Tectonica....................................................................................................... 51
4 CONTEXTO GEOLOGICO LOCAL.................................................................... 56
4.1 Posicionamento Estratigráfico da Mineralização....................................................... 57
4.2 Características Descritivas das Rochas Encaixantes do Minério de Pb-Zn de Nova
Redenção................................................................................................................................... 60
4.3 Feições Geológicas do Morro do Chumbo.................................................................. 62
4.3.1 Características macroscópicas.............................................................................. 62
5 CARACTERIZAÇÃO MINERALÓGICA/QUÍMICA DOS MINERAIS DE
MINÉRIO.................................................................................................................... 71
5.1 Analise do Minério por Difratometria de Raios-X....................................................... 71
5.2 Caracterização dos Minerais de Minério por Microscopia Eletrônica de
Varredura....................................................................................................................................72
5.2.1 Mineralogia Primária.............................................................................................. 73 5.2.2 Mineralogia Secundária......................................................................................... 79
6 CONCLUSÕES E CONSIDERAÇÕES FINAIS.................................................. 91
7 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...................................................................93
LISTA DE FIGURAS
Figura 1: Mapa de localização e acesso da área de estudo..................................... 17 Figura 2: Distribuição dos diferentes depósitos de Pb-Zn no mundo, diferenciando os mais antigos e os mais jovens (modificado de Taylor et. al., 2009). ..................... 22 Figura 3: Ambiente tectônico de depósitos de Pb-Zn hospedado em sedimentos em margens passiva. Os depósitos de Pb-Zn MVT estão localizados na plataforma de sequências carbonáticas de margem passiva ( modificado de Leach et al., 2010)... 25 Figura 4: Blocos diagramas mostrando evolução de uma bacia foreland durante a convergência de placas. (A) um cinturão de cisalhamento submarino empurra a margem passiva, formando assim a bacia foreland, o domínio extensional e a intumescência. A continuidade da convergência das placas causa essas feições de migração ao longo da foreland. A bacia foreland permanece não completamente preenchida por causa da migração do depocentro deposicional. (B) A convergência das placas foi cessada e a bacia foreland foi preenchida por sedimentos, criando condições hidrológicas favoráveis para a formação da mineralização do tipo MVT (modificado de Leach et. al 2010). ............................................................................ 26 Figura 5: Temperaturas de homogeneização e salinidades em inclusões fluidas primárias e pseudo-secundárias de esfaleritas do depósito de Nova Redenção e comparação com dados de depósitos clássicos de Zn-Pb (modificado de Misi et. al., 2004) ......................................................................................................................... 31 Figura 6: Figura esquemática mostrando os processos e balanço de massa para a precipitação e adsorção de Zn e Pb em uma zona de oxidação com pH =5 rica em oxi-hidróxidos de ferro (OHF). A maior parte do Pb é precipitado na forma de anglesita, sendo que o restante é quase todo adsorvido pelo OHF. O Zn continua móvel na solução, sendo muito pouco adsorvido pelo OHF nessas condições. Modificado de Reichert (2007). ................................................................................. 38 Figura 7: Gráfico mostrando os campos de estabilidade da anglesita e cerussita (25ºC, 100 kPa). Modificado de Reichert (2007). O gráfico mostra a diminuição da estabilidade da anglesita com o aumento da PCO2. ................................................. 39 Figura 8: Estabilidade dos carbonatos de zinco no sistema Zn-O-H-C em função de PCO2 e pH para uma atividade de Zn= 10-5 (modificado de Reichert, 2007) .......... 40 Figura 9: Estabilidade dos minerais de zinco em função de PCO2 e pH para uma solução com sílica e carbonato disponível (modificado de Reichert, 2007). ............. 40 Figura 10: Mapa tectônico simplificado da porção leste do Brasil, enfatizando o Cráton do São Francisco. CD- Chapada Diamantina, ES- Espinhaço Setentrional, BSF- Baciado São Francisco. Retirado de Cruz, 2004 e modificado de Alkmim (2004). ....................................................................................................................... 43
Figura 11: Mapa esquemático do Cráton do São Francisco mostrando a disposição de diferentes depósitos de Pb-Zn, destacando-se principalmente no Supergrupo São Francisco (modificado de Gomes, 2005) ................................................................... 44 Figura 12: Descrição e interpretação das litofácies da Formação Bebedouro. Modificado de Guimarães & Pedreira (1990) e adaptado de Sampaio (1994). ......... 47 Figura 13: Descrição e interpretação das litofácies da Formação Salitre. (modificado de Guimarães & Pedreira 1990 e adaptado de Sampaio 1994). ............................... 48 Figura 14: Ciclos de sedimentação do Grupo Una (Formação Salitre) na Bacia de Irecê, com indicação do intervalo mineralizado em sulfetos e em fosfatos. Modificado de Misi & Silva (1996). .............................................................................................. 49 Figura 15: Neste estágio de evolução do Cráton do São Francisco a glaciação Bebedouro-Jequitaí envolveu grande parte do cráton, ocorrendo a presença de diamictitos de pequena espessura que originam a Formação Bebedouro (Dominguez, 1993). ................................................................................................... 52 Figura 16: Ao final da glaciação ocorreu a subida do nível eustático do mar que inundou o cráton, resultando na implantação de importantes plataformas, tal como a Plataforma Carbonática da Formação Salitre (Dominguez, 1993). ........................... 53 Figura 17: Colisões nas margens do cráton com geração de cinturões de dobras e empurrões, mostram a modificação sofrida na bacia devido a orogênese Brasiliana (Dominguez, 1993) .................................................................................................... 54 Figura 18: Estágio final com a consolidação da Bacia Una – Utinga (Dominguez, 1993). ........................................................................................................................ 55 Figura 19: Esboço da área mineralizada em sulfetos em Nova Redenção, Bacia de Una-Utinga (Moraes Filho & Leal, 1990). .................................................................. 56 Figura 20: Coluna estratigráfica esquemática da Região de Nova Redenção (Ba), com base em observações de campo e em descrições petrográficas de amostras de testemunhos de sondagem (Gomes, 2005). ............................................................. 58 Figura 21: Mapa 3D da geologia local do Depósito de Nova Redenção, ressaltando a área de estudo no domínio da Formação Salitre(modificado de Moraes, Filho & Leal, 2001). ............................................................................................................... 59 Figura 22: Coluna estratigráfica esquemática mostrando a correlação entre sequencias carbonáticas da “Bacia” Irecê e de nova Redenção, Bacia Una-Utinga (modificado de Gomes, 1998). .................................................................................. 59 Figura 23: Dolarenito visto no Morro do Chumbo com uma coloração cinza clara, representando a rocha hospedeira do topo da sequencia, aparecendo por vezes silicificado. ................................................................................................................. 63
Figura 24: Dolarenito como rocha hospedeira da galena. Presença de microfraturas preenchidas por galena. As fraturas serviram como dutos para a passagem do fluido hidrotermal mineralizado. .......................................................................................... 63 Figura 25: Cristais grossos de galena agregados na rocha hospedeira, apresentando uma pequena oxidação da mineralização. ......................................... 64 Figura 26: Detalhe da galena disseminada cimentando a matriz do Dolarenito Maciço. Amostra LC-09, coletada no Morro do Chumbo em Nova Redenção. Aumento de 60X. ....................................................................................................... 65 Figura 27: Detalhe de bolsão de galena maciça, com bordas transformadas para cerussita. É possível se observar a clivagem da galena ainda preservada. Amostra AB-T-03, coletada no furo de sondagem NR-25 realizado pela CPRM no Morro do Chumbo em Nova Redenção. Profundidade 0,6-0,8m. Aumento de 60X. ................ 66 Figura 28: Agregados de cerussita dominantemente euédricos, resultantes da oxidação da galena. Amostra AB-T-04, coletada no furo de sondagem NR-25 realizado pela CPRM no Morro do Chumbo em Nova Redenção. Profundidade 12,65-12,75m. Aumento de 60X. ............................................................................... 66 Figura 29: Brechas/cangas sílico-ferruginosas cerussíticas com remanescentes de galena. ...................................................................................................................... 67 Figura 30: Rochas apresentando diferentes padrões de fraturamentos. .................. 68 Figura 31: Gossans consistindo principalmente em óxidos de ferro e óxidos de ferro hidratados, apresentando remanescentes de galena já alterando para cerussita..... 69 Figura 32: Detalhe de cristais de pirita conservados em um bolsão maciço de galena, mostrando seus aspectos originais de coloração amarelada. Amostra LC-10, coletada no Morro do Chumbo em Nova Redenção. Aumento de 60X. .................... 70 Figura 33: Difratograma de amostra de minério do Morro do Chumbo (depósito de Pb-Zn de Nova Redenção) mostrando uma maior abundância em cerussita. .......... 71 Figura 34: Imagens de elétrons retroespalhados (BSE) obtidas na MEV de galena (Ga) com transformação para cerussita (Cer) nas bordas do grão (blindagem) e ao longo de fraturas. ...................................................................................................... 77 Figura 35: Imagens de elétrons retroespalhados obtidas em MEV de porção parcialmente preservada da mineralogia primária. Na figura 2a é possível observar grãos de pirita (pi) e esfalerita (Esf) inclusos em anglesita (Ang)/galena (Ga). A preservação desta mineralogia original deve-se possivelmente pelo processo de blindagem da galena pela anglesita, que ajudou a preservar as demais fases minerais. A figura 2b é uma ampliação da 2a onde mostra a relação de equilíbrio da esfalerita com a galena. ............................................................................................ 78 Figura 36: Imagens de elétrons retroespalhados obtidas em MEV da ocorrência de tennantita (Ss) associada com pirita envolvidas por galena (Ga) transformada para
anglesita (Ang). A preservação parcial desta mineralogia primária deve-se, provavelmente, ao processo de blindagem da galena pela anglesita. Nesta imagem é possível observar também o produto da transformação da tennantita, representado pela covelita (Cv), além da transformação da anglesita para cerussita (Cer). .......... 78 Figura 37: Perfil químico com BSE efetuado na porção de ocorrência dos grãos de tennantita, que são envolvidos por anglesita da transformação da galena. Este perfil corresponde ao perfil “A” marcado na figura 35. ....................................................... 79 Figura 38: Imagem de elétrons retroespalhados e mapas de distribuição de elementos obtidos no MEV de minério de chumbo exibindo galena (Ga) e três gerações de cerussita distintas (Cer1, 2 e 3). a) A imagem de BSE ressalta as diferentes texturas; b) Mapa do chumbo (Pb-MA) salienta os maiores conteúdos deste elemento na galena. c) Mapa do enxofre (S-KA) ressaltando a galena; d) Mapa do oxigênio (O-KA) mostrando forte presença do oxigênio na cerussita; e) Mapa do cobre (Cu-KA) ressaltando a presença de cobre associada com a cerussita 2 devido a presença de finos cristais aciculares de covelita; f) Mapa do ferro (Fe-KA) ressalta a ocorrência de OHF associados com a cerussita 3. ................................................ 84 Figura 39: Detalhe das diferentes texturas em cerussita vista na figura 38, ressaltando cerussita 2 associada com covelita em imagem de elétrons retroespalhados (a) e no mapa do cobre (b). ............................................................ 85 Figura 40: Imagens de elétrons retroespalhados de cerussita formando massas aciculares (a), com crescimentos ocupando a clivagem da galena (visão geral 40a, detalhe 40b). ............................................................................................................. 85 Figura 41: Imagem de elétrons retroespalhados e mapas de distribuição de elementos obtidos no MEV de minério de chumbo preenchendo cavidade de dolarenito do Morro do chumbo. a) A imagem de BSE ressalta a galena (Ga) com bordas transformadas para cerussita (Cer) envolvida pelo dolarenito (Dol); b) Mapa do chumbo (Pb-MA) salienta os maiores conteúdos deste elemento na galena e na cerussita; c) Mapa do enxofre (S-KA) ressalta a galena em relação à cerussita; d) Mapa do ferro (Fe-KA) ressalta a ocorrência de OHF associada principalmente com cerussita; e) Mapa do silício (Si-KA) ressaltando a presença de quartzo microcristalino associado ao dolarenito e acompanhando a mineralização de chumbo; f) Mapa do cálcio (Ca-KA) mostrando a presença desse elemento na rocha encaixante. ................................................................................................................ 86 Figura 42: Imagem de elétrons retroespalhados e mapas de distribuição de elementos obtidos no MEV de galena (Ga) parcialmente transformada para anglesita (Ang) e cerussita (Cer), associada com oxi-hidróxido de Fe botrioidal. a) A imagem de BSE destaca a galena (Ga) reliquiar com anglesita (Ang) em golfo de corrosão e predominância da cerussita (Cer) associados com OHF botrioidal; b) Mapa da composição da imagem BSE com os mapas dos elementos Pb, S, Fe, Zn, Cu, As e Si, neste é possível observar a ocorrência de uma fina borda de anglesita envolvendo a galena além desta no golfo de corrosão, e a variação composicional dos glóbulos do OHF; c) Mapa do chumbo (Pb-LA) salienta os maiores conteúdos deste elemento nos minerais de chumbo; d) Mapa do enxofre (S-KA) ressalta a galena e anglesita em relação à cerussita; e) Mapa do ferro (Fe-KA) ressalta a
ocorrência de OHF botrioidal; f) Mapa do silício (Si-KA) ressaltando a presença de quartzo microcristalino associado ao OHF sugerindo possível precipitação concomitante. ............................................................................................................ 87 Figura 43: Imagens de elétrons retroespalhados de cerussita maciça associada com OHF maciço e homogeneo sugerindo a precipitação concomitante devido ao aumento do pH da solução como resultado dos processos de neutralização dos fluidos ácidos pelos carbonatos da rocha encaixante. .............................................. 88 Figura 44: Imagens de elétrons retroespalhados de OHF botrioidal, ressaltando a variação composicional dos glóbulos e a presença de cerussita tardia ocupando os interstícios. ................................................................................................................ 89 Figura 45: Perfil químico com BSE efetuado na porção de OHF botrioidal, ressaltando a variação composicional dos glóbulos, marcada por uma fina capa externa caracterizada pela diminuição dos teores de Fe acompanhado pelo aumento do oxigênio. Este perfil corresponde ao perfil “A” marcado na figura 44. .................. 89 Figura 46: Perfil químico com BSE efetuado em golfo de corrosão de galena, mostrando a transformação da galena para anglesita marcada pelo decréscimo dos conteúdos de enxofre, além da presença de um grão de covelita que exibe um aumento dos conteúdos de cobre acompanhado por um decréscimo dos conteúdos de oxigênio. Este perfil corresponde ao perfil “B” marcado na figura 36. .................. 90
LISTA DE TABELAS
Tabela 1- Sequência genética dos minerais de minério do Morro do Chumbo (depósito de Pb-Zn de nova Redenção) caracterizados na MEV.............................. 73 Tabela 2- Resultado da análise química pontual com EDS em galena do Morro do Chumbo...................................................................................................................... 74 Tabela 3- Resultado da análise química pontual com EDS em esfalerita do Morro do Chumbo......................................................................................................................75 Tabela 4- Resultado da análise química pontual com EDS em pirita do Morro do Chumbo......................................................................................................................75 Tabela 5- Resultado da análise química pontual com EDS em tennantita do Morro do Chumbo................................................................................................................. 77 Tabela 6- Resultado da análise química pontual com EDS em cerussita do Morro do Chumbo...................................................................................................................... 81 Tabela 7- Resultado da análise química pontual com EDS em OHF do Morro do Chumbo...................................................................................................................... 82 Tabela 8- Resultado da análise química pontual com EDS em covelita do Morro do Chumbo. Esta análise deve ser analisada com cuidado, pois a análise teve interferência da mineralogia encaixante (adição de Pb) devido a dimensão diminuta do cristal analisado (<4 μm).......................................................................................83
1 INTRODUÇÃO
O chumbo e o zinco estão entre os quatro metais não ferrosos mais
consumidos na atualidade. O chumbo tem seu maior consumo na produção de
baterias, enquanto que o zinco é utilizado principalmente na galvanização do aço.
Estes metais são utilizados pela humanidade há milênios, há vestígios de peças de
latão com 23% de Zn datadas de 1.000-1.400 a.C. na Palestina, enquanto o chumbo
já estava sendo utilizado desde 3.000 a.C. Esses metais têm sido amplamente
utilizados desde a Roma antiga, o zinco compondo ligas com cobre na formação de
latão para fabricar moedas e armas, e o chumbo na produção de tubulações e
revestimentos diversos. Desde então o homem vem buscando esses metais na
natureza para abastecer o consumo gerado na manufatura de equipamentos e
materiais, que são imprescindíveis nos dias de hoje.
Na Bacia de Una-Utinga, região nordeste do Cráton do São Franscisco,
ocorre o Depósito de Pb-Zn-Ag de Nova Redenção (BA). Neste depósito as
melhores exposições do minério e da rocha hospedeira são encontradas na porção
sudoeste da área, no denominado Alvo Morro do Chumbo.
Neste trabalho é apresentada a compilação dos trabalhos pré-existentes
sobre o Depósito de Pb-Zn de Nova Redenção, além da descrição macroscópica
das feições e texturas da mineralização ocorrentes no Morro do Chumbo e a
caracterização mineralógica/química desta mineralização com auxilio de
difratometria de raios-X e microscopia eletrônica de varredura. Este estudo justifica-
se pela necessidade que o estilo de vida moderno mostra pelos metais chumbo e
zinco. Esta necessidade faz com que o estudo dessas mineralizações, bem como o
entendimento dos processos supergênicos que modificam a mineralização original
dos depósitos, torne possível a criação de critérios prospectivos para auxiliar na
determinação do potencial econômico de mineralizações de Pb-Zn, e na descoberta
de novos depósitos.
17
1.1 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO
A área de estudo localiza-se no município de Nova Redenção, na região
centro-leste do Estado da Bahia (Fig. 1), distando de 416 km de Salvador. Este
percurso é efetuado pela BR-324 até Feira de Santana, onde se inflete para
sudoeste seguindo pela BR-116 por 67 km até o entroncamento com a BR-242. A
partir deste, segue pela BR-242 por 180 km na direção oeste até a BA-142, onde se
inflete para sul, dando continuidade pela BA-142 por mais 18 km até chegar ao
entroncamento com a estrada vicinal que leva até Nova Redenção. Nesta estrada
são percorridos mais 28 km na direção sul até a sede do município. De Nova
Redenção até a área de estudo são 6 km por estrada vicinal não pavimentada na
direção noroeste.
A área está situada na Zona Fisiográfica da Chapada Diamantina, no domínio
da Bacia Hidrográfica do Rio Paraguaçu.
Figura 1: Mapa de localização e acesso da área de estudo.
18
1.2 OBJETIVOS
O presente trabalho tem como objetivo a investigação da mineralização de
Pb-Zn que ocorre na porção sudoeste do depósito de Nova Redenção, denominada
de Morro do Chumbo, buscando o entendimento dos processos e produtos
supergênicos que atuaram nesta área. Nesta investigação são utilizados os dados
de trabalhos pré-existentes sobre o depósito, somados a descrição macroscópica
das feições e texturas da mineralização presentes no Alvo Morro do Chumbo e a
caracterização mineralógica/química dos minerais de minério com auxilio de
difratometria de raios-X e microscopia eletrônica de varredura.
1.3 JUSTIFICATIVA
O ritmo acelerado dos países em desenvolvimento tem gerado um
crescimento sem precedentes nos setores de infraestrutura, telecomunicações, tanto
em linhas fixas como em telefones celulares, além do aumento súbito na produção
de veículos e sistemas de transporte. Todas essas atividades têm ligação direta com
a mineração de chumbo e zinco. O zinco é um excelente protetor do aço contra a
corrosão (aço galvanizado), e tem sido amplamente utilizado no desenvolvimento de
infraestrutura. Enquanto que o chumbo é utilizado em baterias de carro, baterias de
backups em indústrias, equipamentos eletrônicos, etc. Com a globalização, pode-se
considerar que o estilo de vida moderno mostra grande dependência de chumbo e
zinco, o que movimenta um mercado ávido por esses metais. Portanto torna-se
muito importante o estudo das mineralizações de chumbo e zinco, bem como o
entendimento dos processos supergênicos que modificam a mineralização original,
tanto na transformação mineralógica quanto na distribuição das fases minerais
neoformadas neste ambiente. Com a investigação desses processos é possível criar
critérios prospectivos que pode auxiliar na determinação do potencial econômico de
mineralizações de Pb-Zn, e até mesmo na descoberta de novos depósitos.
19
1.4 MATERIAIS E MÉTODOS
A sistemática utilizada para atingir os objetivos propostos foi desenvolvida em
quatro etapas distintas: (i) Levantamento de Dados Bibliográficos; (ii) Trabalhos de
Campo e (iii) Trabalhos de Laboratório.
(i) Levantamento de Dados Bibliográficos
Nesta etapa foram levantados dados bibliográficos abrangendo:
- Contexto geológico regional da área estudada;
- Interpretações e modelos dos depósitos de Pb-Zn dos tipos Mississippi
Valley , Irlandês e Sedex;
- Dados e interpretações sobre o Depósito de Pb-Zn de Nova Redenção;
- Geoquímica de processos supergênicos em depósitos de Pb-Zn.
(ii) Trabalhos de Campo
Nos períodos de 23 a 27 de janeiro e 10 a 13 de abril de 2012 realizaram-se
trabalhos de campo, com apoio da CBPM e da CPRM, onde foram desenvolvidas as
seguintes atividades:
- Visão geral dos afloramentos do Morro do Chumbo;
- Identificação dos diferentes litotipos, fácies sedimentares, estruturas,
texturas e contexto da mineralização;
- Exame macroscópico com auxilio de lupa de mão da rocha encaixante e dos
diferentes ocorrências de mineralização;
- Amostragem do minério em diferentes contextos para estudos de
laboratório.
Durante os trabalhos de campo foram coletadas 15 amostras representativas
para exame macroscópico, destas cinco foram selecionadas para a confecção de
lâminas delgadas polidas no laboratório de laminação da CPRM de Salvador, sendo
uma cominuída para investigação por difratometria de raios X e três selecionadas
para a caracterização por microscopia eletrônica de varredura. Foram utilizadas
ainda na confecção dessas laminas duas amostras de furo de sondagem realizados
pela CPRM, a primeira (AB-T-03) representou o furo NR-25 em 0,6-0,8m de
profundidade, já a segunda amostra retirada deste mesmo furo (AB-T-04) possui
uma profundidade variando entre 12,65-12,75m.
20
As análises por difratometria de raios X e microscopia eletrônica de varredura
(MEV) foram realizadas no Centro de Tecnologia Mineral (CETEM) do Rio de
Janeiro.
(iii) Trabalhos de Laboratório
Os trabalhos de laboratório envolveram a descrição das lâminas petrográficas
em microscópio ótico de luz refletida, quantificação mineralógica por difratometria de
raios X e a metalização das lâminas delgadas seguidas pelas análises por MEV.
A descrição petrográfica de luz refletida possibilitou a identificação dos
principais minerais de minério e suas características, que permitiu a seleção de três
lâminas para serem caracterizadas na microscopia eletrônica de varredura.
A difratometria de raios X (DRX) foi realizada em um equipamento Bruker-D4
Endeavor, nas seguintes condições de operação: radiação Co Kα (40 kV/40 mA);
velocidade do goniômetro de 0,02° 2θ por passo com tempo de contagem de 0,5
segundos por passo e coletados de 4 a 80º 2θ, com detector sensível à posição
lynxeye. As interpretações qualitativas de espectro foram efetuadas por comparação
com padrões contidos no banco de dados do Centro de Tecnologia Mineral
(CETEM), Rio de Janeiro.
As lâminas selecionadas foram metalizadas com aproximadamente 20 nm de
ouro, em sputter coater BAL-TEC, modelo SCD 005, de modo a torná-las
condutoras, adequando-as para serem analisadas.
A microscopia eletrônica de varredura foi realizada nos laboratórios do
CETEM, Rio de Janeiro. Foi utilizado um equipamento FEI modelo QUANTA 400
equipado com sistema de microanálise por espectrometria de raios X (EDS) Bruker
Xflash 4030 com detector SDD (Silicon Drift Detector). As análises químicas pontuais
foram executadas com 20KV de tensão de aceleração de elétron.
21
2 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
2.1 DEPÓSITOS DE CHUMBO E ZINCO HOSPEDADOS EM ROCHAS CARBONÁTICAS E OS PROCESSOS SUPERGÊNICOS SUPERIMPOSTOS
Neste capítulo serão apresentados uma compilação sobre os depósitos de
Pb-Zn hospedados em rochas carbonáticas dos tipos Mississippi Valley e Irlandês,
bem como uma síntese das características dos depósitos tipo SEDEX. Este é
seguido por um resumo de dados e interpretações genéticas sobre o Depósito de
Pb-Zn de Nova Redenção. Por ultimo é apresentado uma síntese sobre os
processos supergênicos em depósitos de Pb-Zn, detalhando os aspectos que
favorecem esses processos, as variáveis envolvidas e a geoquímica das
transformações minerais. Esta síntese visa auxiliar no entendimento dos processos
e produtos provenientes da supergênese observados no Morro do Chumbo (depósito
de Nova Redenção) que estarão descritos nos capítulos seguintes.
2.1.1 Depósitos de Pb-Zn Hospedados em Rochas Carbonáticas
Depósitos e distritos de chumbo e zinco ocorrem em todo o mundo, no
entanto os de classe mundial normalmente ocorrem como parte de um distrito que
abrange também outros jazimentos de menor expressão (Fig. 2). Depósitos de
classe mundial de Zn-Pb são conhecidos na maioria das plataformas continentais
(p.ex. Broken Hill, McArthur e Mount Isa na Austrália, Sullivan e Pine Point no
Canadá, Mehdiabad no Iran) com exceção do continente sul-americano (Neves,
2011).
22
Figura 2: Distribuição dos diferentes depósitos de Pb-Zn no mundo, diferenciando os mais
antigos e os mais jovens (modificado de Taylor et. al., 2009).
De acordo com Leach et. al. (2010) depósitos de Pb-Zn hospedados em
sedimentos compreendem um grupo diverso de minérios hospedados em uma
grande variedade de rochas siliciclásticas e carbonáticas. Estes com poucas
exceções, não possuem associação genética direta com atividades ígneas. Eles são
na verdade produtos de uma gama de processos de formação de minério em uma
grande variedade geológica e tectônica de ambientes. Os metais foram precipitados
através de uma variedade de processos que incluem a precipitação sinsedimentar
no fundo oceânico (SEDEX), diagênese, substituição epigenética, e baixo grau de
metamorfismo. Os minérios desses tipos de depósitos consistem principalmente de
esfalerita, galena, e geralmente são acompanhados por menores conteúdos de
sulfetos de ferro. A prata é um produto comumente importante, enquanto que o Cu é
geralmente baixo, mas é economicamente importante, em alguns depósitos.
2.1.2 Modelos Metalogenéticos
De acordo com Leach & Sangster (1993) depósitos sedimentares de Pb e Zn
hospedados em rochas carbonáticas podem ser classificados a partir de suas
características genéticas nos tipos: Mississippi Valley (MVT) e Irlandês.
23
Nesses depósitos sedimentares, gangas minerais podem incluir carbonatos
(dolomita, siderita, ankerita, calcita), além de barita. A silicificação das rochas
hospedeiras (ou ganga de quartzo) é geralmente menor podendo ser abundante,
mas em alguns depósitos. Assim, de acordo com Leach et. al., (2010) os depósitos
ocorrem de diferentes formas na rocha hospedeira, que incluem minérios
estratiformes, stratabound e minérios discordantes, sendo que em alguns depósitos
veios de minério são importantes. Dado que os depósitos de Pb-Zn hospedados em
sedimentos são originados principalmente de salmouras sedimentares e que os
processos de formação do minério são similares , Leach et al. (2005) concluíram que
os atributos, controles de minério, e a natureza dos depósitos são principalmente
determinados pelo ambiente tectônico onde a deposição do minério ocorreu.
Estudos realizados por Gomes (1998), Misi et al. (1999), Misi et al. (2004),
Gomes (2005), Misi et al. (2005), entre outros, no depósito de Pb-Zn de Nova
Redenção apontam os modelos MVT e Irlandês como possíveis modelos
metalogenéticos para o depósito.
2.1.2.1 Modelo do tipo MVT
Depósitos MVT devem sua origem à circulação de fluido, transporte e
deposição de metal nas bacias sedimentares. Ao contrário dos tipos Irlandês e
SEDEX que podem ser epigenéticos e/ou singenéticos, o MVT, no entanto, é
interpretado como sendo sempre epigenético, em que os metais podem ser
depositados milhões de anos após a deposição dos sedimentos. Leach et. al.,
(2005) afirma que os minerais dominantes em depósitos do tipo MVT são
representados por esfalerita, galena, pirita, marcassita, dolomita e calcita, sendo
mais raramente associados a barita e fluorita.
Os depósitos MVT se formam a partir de temperaturas de fluidos
relativamente baixas (<150 °C) aliada a salinidades que variam de 10% até 30%
NaCl equivalente, sendo eles amplamente stratabound, com rochas carbonáticas
como principal hospedeira. Segundo Leach et. al.(2005) as temperaturas de
inclusões fluidas nos depósitos MVT variam de cerca de 50 °C a 250 °C, no entanto,
a maioria das temperaturas situa-se entre 90° e 150°C. Estes intervalos são
semelhantes aos valores determinados por Basuki e Spooner (2004). Os depósitos
24
com temperaturas acima de 150°C foram consideradas por alguns autores como um
novo tipo de depósito, conhecido como Irlandês (Banks et al., 2002; Paradis et al.,
2007, entre outros), no entanto Leach et al. (2010) consideram como um subtipo de
MVT.
Segundo Robb (2005), depósitos MVT contêm significativamente mais
esfalerita do que galena, com a exceção dos depósitos do Viburnum Trend,
localizado no sudeste do Missouri - EUA. Conforme trabalhos realizados por Moraes
Filho et al. (2001), o depósito de Pb-Zn de Nova Redenção também apresenta
conteúdos de galena superiores aos de esfalerita.
Os depósitos tipo MVT ocorrem hospedados principalmente por dolomitos e
calcários de sequências carbonáticas plataformais, localizados geralmente nas
margens de bacias sedimentares (Fig. 3), estando eles associados com a evolução
dessas bacias. Considerando o minério como epigenético, segundo Sangster (1990),
o modelo de MVT clássico, pressupõe a existência de uma ampla circulação de
soluções hidrotermais nas rochas encaixantes carbonáticas, gerada a partir de
processos orogenéticos adjacentes à bacia. As soluções podem migrar por
centenas ou até milhares de quilômetros através das rochas regionais, extraindo os
metais e depositando-os em ambientes com condições físico-químicas favoráveis
na bacia.
Os depósitos tipo MVT conhecidos foram dominantemente hospedados em
carbonatos do Fanerozóico, sendo significantemente menos abundantes nas
rochas do Arqueano e Proterozóico (Leach et. al., 2010).
Dados isotópicos de depósitos tipo MVT indicam fontes crustais para os
metais e para o enxofre (Leach & Sangster,1993).
25
Figura 3: Ambiente tectônico de depósitos de Pb-Zn hospedado em sedimentos em margens
passiva. Os depósitos de Pb-Zn MVT estão localizados na plataforma de sequências
carbonáticas de margem passiva (modificado de Leach et al., 2010).
O regime tectônico do depósito MVT encontra-se relacionado a ambientes
orogênicos ou compressionais. O ambiente tectônico determina o tipo da rocha
hospedeira, os controles da mineralização, temperatura e a pressão dos processos
de deposição, bem como a permanência dos depósitos durante a reciclagem
tectônica. Os controles mais importantes da mineralização são dados por falhas e
fraturas, brechas de colapso, dissolução e transições litológicas. A maioria dos
depósitos de Pb-Zn hospedados em sedimentos estão em estratos que foram
depositados em ambientes de rift ou margem passiva (Leach et. al., 2010).
Como já visto, de acordo com Leach et. al. (2010) o ambiente mais propício
para mineralização do MVT está na plataforma carbonática de margem passiva,
estas estão eventualmente localizadas em baixo da bacia foreland, depositados na
colisão orogênica forelands (Bradley & Leach, 2003) (Figs 4 A e 4 B).
26
Figura 4: Blocos diagramas mostrando evolução de uma bacia foreland durante a
convergência de placas. (A) um cinturão de cisalhamento submarino empurra a margem
passiva, formando assim a bacia foreland, o domínio extensional e a intumescência. A
continuidade da convergência das placas causa essas feições de migração ao longo da
foreland. A bacia foreland permanece não completamente preenchida por causa da
migração do depocentro deposicional. (B) A convergência das placas foi cessada e a bacia
foreland foi preenchida por sedimentos, criando condições hidrológicas favoráveis para a
formação da mineralização do tipo MVT (modificado de Leach et. al, 2010).
27
A maior parte dos depósitos mundiais de MVT foi formada no Fanerozóico,
mais especificamente do Devoniano ao Permiano, sendo que alguns depósitos,
como Pine Point foram formados no período entre o Cretáceo e o Paleogeno.
Durante a montagem do Pangea no Paleozóico, os requisitos fundamentais
para formar depósitos MVT convergiram, o que resultou na época mais prolífera
para a formação de mineralizações do tipo MVT na história da Terra (Leach et al.,
2001). As excepcionais características do Pangea, especialmente na América do
Norte, para gerar depósitos de Pb-Zn tipo MVT pode ser explicada por uma série de
fatos:
- 1° - O continente Laurentia que formou uma relevante parte do Pangea manteve-se
em baixas latitudes durante o Paleozóico, permitindo o desenvolvimento de grandes
plataformas carbonáticas.
- 2° - Após o segundo grande evento de oxigenação, o Pangea foi posicionado nas
latitudes ideais para a formação de salmouras oxidadas que favoreceram a
formação de fluidos formadores de minério de depósitos MVT. A oxigenação da
atmosfera aumentou para concentrações superiores aos níveis de hoje, produzindo
o maior teor de sulfato na água do mar da história da Terra. Isto levou à abundância
de evaporitos ricos em sulfato, desenvolvimento de salmouras oxidadas,e a
explosão de organismos carbonáticos e sedimentos carbonáticos de granulação
grossa.
- 3° - Nessa época o Pangea possuia elevadas taxas de evaporação, que levaram à
evaporação da água do mar nas bacias da margem continental e a infiltração de
salmouras sedimentares em rochas do embasamento e em aquíferos profundos de
bacias.
- 4° - A intensa atividade orogênica durante a montagem do Pangea criou as
condições necessárias para a circulação das salmouras mineralizadas (zonas
extensivas crustais e entumecimentos associados com carsts) favorecendo a
geração de depósitos MVT.
O segundo período fértil na geração de depósitos MVT ocorreu entre o
Cretáceo e o Terciário. Colisões de microplacas ao longo da margem ocidental da
América do Norte e África-Eurásia produziram os depósitos gigantes de Upper
Silesia na Polônia e Reocín na Espanha.
Com base nas datações dos depósitos tipo MVT em todo o mundo, nota-se
que poucos depósitos foram formados durante os períodos de dispersão das placas,
28
representados pelo intervalo entre o Neoproterozóico e o Paleozóico inferior, e na
ruptura do Pangea, do Triássico até o final do Jurássico.
2.1.2.2 Modelo do tipo Irlandês
Apresentado como uma subdvisão do modelo MVT, o modelo Irish,
pressupõe a existência de um ambiente distensivo (ambiente extensional) antes e
durante o processo mineralizador (Banks et. al., 2002; Paradis et. al., 2007; Leach
et. al., 2010).
Os depósitos irlandeses de Pb-Zn hospedados em carbonatos de Midlands
tem sido o foco de intensos debates a respeito de sua origem, classificação e idade
da mineralização. Eles têm sido descritos como exalativos, sinsedimentares,
sindiagenéticos, diagenéticos, MVT, epigenéticos e depósitos do tipo Irlandês.
Os depósitos "Irish-Type " surgiram como uma classificação distinta nas
décadas de 70 e 80, num momento em que muitos dos maiores depósitos irlandeses
em Midlands foram interpretados como sendo de origem sinsedimentar ou
sindiagenético. A classificação “tipo Irlandês” foi posteriormente formalizada por
Hitzman & Large (1986) em um tipo genético de mineralização.
Leach et. al. (2005) afirma que o termo "Irish-Type" se consagrou pelo uso
tão frequente na literatura (por exemplo, Hitzman & Large, 1986; Hitzman, 1999;
Wilkinson, 2003). Hitzman e Beaty (1996) incluem as seguintes características para
este tipo de depósito: o minério está associado a falhas normais, sendo ele
constituído dominantemente por esfalerita e galena, podendo conter pirita
abundante, e conteúdos variáveis de barita. Esses depósitos são stratabound, e
possuem complexas texturas, de substituição mineral, coloidais, sulfetos com
granulação fina a grossa e preenchimento de cavidades.
Wilkinson (2003) acrescentou ainda algumas características relacionadas a
este tipo de depósito:
(i) As falhas normais são sinsedimentares;
(ii) A formação da mineralização ocorre durante a diagênese;
(iii) Jazidas são dominadas por sulfetos maciços com zoneamento lateral
de metais;
(iv) O enxofre é predominantemente reduzido por meio de bactérias.
29
2.1.2.3 Modelo do tipo SEDEX
Segundo Leach et al. (2005), depósitos tipo SEDEX são mineralizações
compostas por sulfetos de zinco e chumbo laminados, que são formados a partir de
salmouras bacinais exaladas no assoalho da bacia e/ou substituem sedimentos da
bacia em subsuperfície rasa.
Enquanto que os depósitos do tipo MVT são dominantemente formados em
sequências de plataformas carbonáticas localizadas em zonas extensionais de
cinturões orogênicos, os depósitos do tipo SEDEX são formados em rifts
intracontinentais ou abortados e margens continentais passivas rifted.
Dados discutidos por Leach et al. (2005) sugerem que os depósitos do tipo
MVT e SEDEX possuem temperaturas e salinidades de formação similares, que
variam de 90°C a 200°C, e de 10% a 30% NaCl equivalente. Outra característica
similar é a composição dos isótopos de chumbo, que apresentam uma variedade de
fontes crustais. No entanto, estes mesmos autores ressaltam que a composição dos
isótopos de enxofre para esfalerita e galena apresenta uma aparente diferença. Os
depósitos tipo SEDEX são dominados por minérios com composições isotópicas
positivas de 0 a 20 por mil, enquanto que nos depósitos tipo MVT os valores
possuem uma maior variação, que incluem mais valores isotópicos negativos.
Conforme Leach et al. (2005), os depósitos do tipo SEDEX são muito
importantes pois compreendem mais que 50% das reservas mundiais de Zn e Pb e
são os responsáveis por mais que 25% da produção de Zn e Pb do mundo. Este tipo
de depósito, apesar de raro, forma depósitos de classe mundial, com tamanhos de
50Mt ou mais, com Zn+Pb contido chegando a 10Mt ou mais.
2.2 O DEPÓSITO DE NOVA REDENÇÃO
A caracterização de um modelo metalogenético é realizada através da relação
existente entre parâmetros, tais como: tipo da mineralização, rocha encaixante,
ambiente tectônico, idade, principais controles, textura e estruturas, temperatura,
salinidade, origem do enxofre e dos metais, mecanismo de precipitação e processos
envolvendo a geração do sistema hidrotermal. Os estudos realizados por Gomes
30
(1998 & 2005) nos depósitos relacionados com a plataforma carbonática do Salitre,
utilizando vários destes parâmetros, demonstraram uma associação hidrotermal no
depósito de Nova Redenção, mas sem possibilitar a correlação com um dos
modelos clássicos, determinando apenas a relação de fonte, transporte e deposição
da mineralização.
O minério de chumbo de Nova Redenção apresenta altas concentrações de
chumbo isotópico, resultado provavelmente de uma fonte com alta concentração
radioativa que forneceu os metais para a bacia sedimentar (Misi et al 1999; Misi et
al. 2005). Os estudos isotópicos de Pb-Pb em galenas de Nova Redenção, apesar
do caráter radiogênico do chumbo, mostram idades modelo situadas entre 400 e 600
Ma. Essas idades, ainda que imprecisas, são parcialmente concordantes com a
idade geológica presumida das rochas encaixantes, consideradas cronocorrelatas
do Grupo Bambuí (Gomes, 1998).
Misi et al. (1999) apresenta análises de isótopos de enxofre em barita do
depósito de Nova Redenção com valores altos de δ34S (+33,6 a +40,9%0 CDT) que
são compatíveis com o esperado para a composição da água do mar no término do
Proterozóico.
Estudos de inclusões fluidas primárias em esfalerita efetuadas por Gomes
(1998) apresentaram salinidades variando de 10 a 25% NaCl. Já as temperaturas
obtidas por Misi et al. (1999) e Gomes (2005) para a deposição do minério do
depósito de Nova Redenção forneceram valores de 145° a 197°C pelo método de
geotermometria isotópica de enxofre nos pares de esfalerita – galena e 140° - 220°C
em análises de inclusões fluidas realizadas nas esfaleritas. Estas temperaturas
elevadas excluem a possibilidade do envolvimento da atividade bacteriológica na
redução do enxofre, como sugerido por Misi et al. (1999).
Misi et al. (2005) sugere que as temperaturas elevadas na formação do
Depósito de Nova Redenção podem estar relacionadas a uma crosta enriquecida em
elementos radiogênicos (granitos ricos em urânio), um gradiente geotérmico elevado
e anomalia negativa de Bouguer.
Estudos apresentam os dados de termometria e salinidade de inclusões
fluidas em esfalerita do depósito de Nova Redenção (Gomes, 1998) em um gráfico
de temperatura de homogeneização versus salinidade com campos delimitados
pelos dados das mineralizações do tipo Mississippi Valley (MVT), Sedimentar
31
exalativo (SEDEX) e Irlandês clássicos (Fig 5 ). Com base nas temperaturas obtidas
pela geotermometria isotópica, aliado a temperaturas e salinidades obtidas em
inclusões fluidas, o depósito de Nova Redenção é interpretado como sendo do tipo
Irlandês (Misi et al.,1999; Misi et al., 2004; Gomes, 2005; Misi et al., 2005 e Coelho
et al., 2005).
Figura 5: Temperaturas de homogeneização e salinidades em inclusões fluidas primárias e
pseudo-secundárias de esfaleritas do depósito de Nova Redenção e comparação com
dados de depósitos clássicos de Zn-Pb (modificado de Misi et. al., 2004)
2.3 SÍNTESE DOS PROCESSOS SUPERGÊNICOS EM DEPÓSITOS DE Pb-Zn
A alteração supergênica em depósitos de Pb-Zn hospedados em carbonatos
tem sido estudada ao longo do tempo por diversos autores (Anderson, 1930;
Takahashi, 1960; Hitzman, 2003; Reichert, 2007; entre outros...), pois o
entendimento dos processos e produtos decorrentes da oxidação é parte importante
da história dos depósitos que sofreram processos supergênicos, e pode servir como
uma ferramenta na prospecção de novos depósitos, e até mesmo para auxiliar na
determinação das possíveis transformações minerais e da mobilização de metais em
pilhas de rejeito de minas em atividade.
32
Para o entendimento dos processos da alteração supergênica é importante
primeiramente conhecer todos os fatores responsáveis que favorecem a geração
desses processos e as variáveis que determinam desde a mineralogia secundária
final até o posicionamento desta no contexto geológico.
Segundo Reichert e Borg (2008), os processos de alteração em depósitos
supergênicos não sulfetados de Zn-Pb hospedados em rochas carbonáticas podem
ser divididos em dois estágios: 1- Oxidação e 2 – Pós-Oxidação.
2.3.1 Fatores que influenciam na geração de depósitos supergênicos
Reichert (2007), com base no estudo de depósitos não sulfetados de zinco
(MVT) iranianos gerados por processos supergênicos, apontou três fatores
responsáveis pela geração desses depósitos:
1 – Proximidade do protominério sulfetado da superfície - A proximidade do minério
sulfetado com a superfície, aliada à exposição parcial em áreas com relevo
topográfico positivo são fatores importantes que facilitam um processo de oxidação
rápida e eficaz;
2 – Presença de carstes brechados- As brechas clásticas são caracterizadas por
uma grande área superficial, elevada porosidade e boa permeabilidade, que permite
que a água subterrânea transportando metais facilmente penetre, fazendo com que
os minerais não sulfetados precipitem a partir deste fluido e cimentem os clastos da
brecha.
3 – Proximidade de um aquiclude ou aquifuge, tais como: folhelhos, calcários
intercalados com camadas argilosas e xistos - O aquiclude/aquifuge atua como uma
barreira quase impermeável e insolúvel para todos os fluidos do sistema (água
meteórica sistema de água subterrânea e fluidos ricos em metais). Este processo de
mistura de fluidos pode resultar num aumento da capacidade de dissolver calcita
fazendo aumentar os processos cársticos.
Outro fator importante que influencia nos processos supergênicos é
representado pelo clima e pela condição de equilíbrio da água meteórica infiltrada
com a atmosfera. Quanto ao equilíbrio da água com a atmosfera pode-se dividir o
sistema como “aberto” ou “fechado” (Reichert, 2007).
33
No sistema aberto a água está em equilíbrio continuo com a atmosfera. As
rochas altamente porosas e condições insaturadas fornecem essa condição “aberta”
para a infiltração da água e fluidos descendentes.
O sistema fechado é caracterizado por diminutas fissuras e poros preenchidos
por água capilar. A troca de gases é inibida e, portanto, o sistema não é equilibrado
com a atmosfera. A PCO2 dentro da água pode cair para zero e aumentar o pH
rapidamente ou a PCO2 pode crescer devido a desequilíbrios microbiológicos.
Para entender os efeitos de equilíbrio da água meteórica e climáticos,
Reichert (2007) modelou os sistemas aberto e fechado em condições climáticas
úmidas e áridas. Reichert (2007) considerou as seguintes características quanto às
condições climáticas úmida e árida:
O clima úmido é caracterizado por uma espessa cobertura do solo cobrindo a
rocha, com atividade biológica suportada por altas precipitações anuais (>
500 mm). Assim, os solos apresentam um grande aumento da PCO2 devido à
atividade microbiológica. As taxas de infiltração são altas e o nível de água
subterrânea é geralmente maior do que em regiões áridas.
O clima árido apresenta, geralmente, baixas atividades biológicas e é
caracterizada por uma baixa precipitação média anual (0-200 mm). Portanto,
a atividade biológica no solo é bastante limitada em comparação com
condições úmidas. Como resultado destes processos biológicos limitados, o
PCO2 de tais solos é quase igual ao da atmosfera.
Clima úmido, sistema “aberto”
Conforme Reichert (2007), em uma região com solo cobrindo rochas
carbonáticas, a água que se infiltra através do solo se aproxima da saturação com
carbonatos dissolvidos enquanto ainda está em contato com abundante CO2. Esta
reação consome CO2 especialmente durante a dissolução da calcita das rochas
carbonáticas hospedeiras. Os gases consumidos serão rapidamente reabastecidos
por CO2 a partir do solo sobrejacente e/ou a atmosfera. Este processo estabiliza o
pH e eleva levemente os valores do pH. A água dos poros é caracterizada por
relativamente altos conteúdos de CO2 e baixa concentração de O2.
34
Clima úmido,sistema "fechado":
As reações de equilíbrio da primeira água meteórica dentro do sistema
fechado são semelhantes aos do sistema aberto. A água está em equilíbrio com a
atmosfera e há uma elevação da pressão parcial de CO2 devido ao solo. No entanto,
em contraste com o sistema aberto, aqui a dissolução da calcita/dolomita consome a
maioria do CO2 dissolvido. Devido à falta de CO2 atmosférico no interior das
pequenas fissuras e os poros cheios de água, o valor de pH aumenta drasticamente.
A água dos poros é caracterizada por baixas concentrações de CO2 e O2.
Clima árido, sistema “aberto”:
Um clima árido é caracterizado por uma baixa taxa de precipitação (chuva)
acompanhada por subordinadas atividades biológicas em solos, associado com
valores semelhantes de PCO2 e PO2 aos da atmosfera. Os fluidos possuem um pH
levemente aumentado e são relativamente ricos em O2 dissolvido (Reichert, 2007).
Clima árido, sistema "fechado":
Semelhante a um sistema "fechado" em ambiente úmido, o pH aumenta
devido ao processo de dissolução da calcita, mas diferente do clima úmido, as
concentrações de O2 na água são mais elevadas devido a ausência de
microorganismos no solo que consomem O2. O clima, assim como a geologia local
(fragmentação, carstificação) das rochas carbonáticas encaixantes influenciam nas
concentrações de O2 e CO2 dos fluidos descendentes, e assim influenciam no pH e
na capacidade do fluido de dissolver a rocha carbonática hospedeira. Cálculos
efetuados por Reichert (2007) sugere que ambientes áridos proporcionam melhores
condições para a oxidação via O2 em minérios sulfetados. Taxas de precipitação
meteórica de moderada a baixa resultam em velocidades lentas de infiltração da
água e ótimas condições para o equilíbrio com a atmosfera e rochas hospedeiras. O
lençol freático de climas áridos é geralmente baixo, com isso, após um evento de
chuva individual a água meteórica preenche todos os póros e fraturas abertos e,
assim, proporciona um fluxo de gases para o interior (O2, CO2) do corpo de minério
sulfetado.
35
2.3.2 Estágio de Oxidação
Segundo Reichert (2007), o estágio de oxidação deve-se principalmente a
oxidação dos sulfetos, principal constituinte dos depósitos de Pb-Zn. A oxidação de
sulfetos está relacionada principalmente com a oxidação direta do sulfeto sólido pela
molécula de oxigênio. Existem outros processos de oxidação tais como: complexos
ou íons Fe3+, nitratos e Mn4+, porém estes processos normalmente ocorrem em
baixas concentrações, ou como no caso do Fe3+, tornam-se importantes em
determinadas condições de pH e/ou escassez de O2 na solução.
A oxidação da pirita e a subsequente hidrolização do Fe3+ desempenham um
papel importante no estágio de oxidação de depósitos sulfetados. A reação da pirita
com o oxigênio gera a maior proporção de ácido sulfúrico quando comparado com
os outros sulfetos normalmente associados (galena, calcopirita, esfalerita, etc).
Portanto a oxidação da pirita é o principal responsável pelos valores baixos de pH
dentro da zona de oxidação de corpos sulfetados (Reichert, 2007).
Segundo Dold (2005) a reação de oxidação da pirita ocorre em três etapas
principais: 1- oxidação do enxofre (equação 1); 2- oxidação do ferro ferroso
(equação 2); e 3 – hidrólise e precipitação dos oxi-hidróxidos de ferro (equações 4 –
6).
1) FeS2 + 7/2 O2 + H2O Fe2+ + 2SO42- + 2H+
2) Fe2+ + ¼ O2 + H+ Fe3+ + ½ H2O
A equação (1) descreve a etapa inicial de oxidação dos sulfetos na presença
de oxigênio atmosférico.Uma vez que o ferro férrico é produzido pela oxidação do
ferro ferroso, em condições de baixo pH, fortemente acelerada pela atividade
microbiológica (equação 2), o ferro férrico será o principal oxidante da pirita
(equação 3) ( Dold, 2005). Sob condições abióticas a taxa de oxidação da pirita por
ferro férrico é controlada pela taxa de oxidação do ferro ferroso, o que diminui
rapidamente com o decréscimo do pH. Abaixo do pH 3 a oxidação da pirita por ferro
férrico é de cerca de dez a cem vezes mais rápida do que por oxigênio (Dold, 2005).
3) FeS2 + 14 Fe3+ + 8 H2O 15Fe2+ + 2SO42- + 16H+
O ácido gerado na oxidação do sulfeto é posteriormente neutralizado quando
os prótons reagem com as rochas carbonáticas (Jurjovec et al., 2002). A eliminação
da maioria dos prótons proporciona a precipitação dos oxi-hidróxidos de ferro
(equações 4, 5 e 6).
36
4) Fe3+ + 2H2O FeOOH + 3H+ (Goethita)
5) 2 Fe3+ + 12H2O Fe2O3*9H2O + 6H+ (Ferrihidrita)
6) 2 Fe3+ + 3H2O Fe2O3 + 6H+ (Hematita)
A galena e a esfalerita são os principais minerais dos depósitos sulfetados de
Pb-Zn, e em contraste com a oxidação da pirita, que gera grandes volumes de ácido
sulfúrico, a oxidação destes minerais produzem quantidades subordinadas de
prótons/acidez. No entanto, durante o processo de oxidação dos sulfetos, a
concentração do íon SO42- é aumentada devido à oxidação da galena e esfalerita e a
geração associada de ácido sulfúrico devido à oxidação da pirita.
Reichert (2007) examinando o processo de formação de depósitos não
sulfetados de zinco definiu três importantes processos de fracionamento de metais
durante a supergênese: 1 – efeitos de blindagem mineral (reações de inibição da
galena e calcita); 2 – adsorção de metais pelos oxi-hidróxidos de ferro; e 3 –
diferentes solubilidades e estabilidades dos minerais de Pb e Zn.
2.3.2.1 Blindagem mineral
Blindagem da galena
Cama & Acero (2005) demonstraram em um estudo de dissolução de galena,
pirita, calcopirita e esfalerita em uma solução saturada em oxigênio, a 25°C e pH =3,
que a galena dissolve 1,6, 2,2 e 3,4 vezes mais rápido que pirita, calcopirita e
esfalerita. No entanto, Reichert (2007) observou que nos depósitos Pb-Zn Iranianos
Mehdi Abad e Irankuh a corrosão e oxidação ocorre preferencialmente na seguinte
ordem: pirita > esfalerita > galena. Esta diferença nos resultados experimentais de
Cama & Acero (2005) comparados com a observação de Reichert (2007) é
explicada pela estabilização de anglesita nas bordas dos grãos de galena no estágio
de oxidação, que age como uma blindagem (armoring), diminuindo assim a sua
reatividade. No processo de oxidação do minério sulfetado os fluidos enriquecem em
SO42- e o pH fica ácido, nessas condições íons de Pb2+ combinam-se com SO4
2- e
precipitam na forma de anglesita (equação 7). Este revestimento de "proteção" é
provavelmente uma explicação para a resistência aparente de galena, durante o
processo de oxidação.
7) Pb2++ SO42- PbSO4 (Anglesita)
37
Blindagem da calcita
O ácido gerado durante o processo de oxidação reage com carbonatos e
silicatos da rocha encaixante, principalmente calcita e dolomita. Esta reação causa
uma dissolução da rocha encaixante, e pode gerar permeabilidade secundária
significativa e, assim, caminhos para os fluidos. Reações de neutralização resultam
em um aumento do pH dos fluidos no interior dos poros,e na liberação e
reprecipitação de cátions metálicos a partir da rocha hospedeira, tais como:Ca2+,
Mg2+ e pequenas quantidades de Fe2+/3+. Este aumento do pH é acompanhado pela
precipitação de vários minerais que contém metais. Além disso, os minerais
neoformados que são precipitados interagem de várias maneiras com a solução
aquosa rica em metais, podendo tamponar as soluções aquosas dentro de intervalos
diferentes de pH (Blowes et al., 2004) e ainda inibir a reação de neutralização do
ácido com os carbonatos da rocha hospedeira devido a uma blindagem (armoring)
dos minerais de carbonato (Al et al., 2002). Embora que o esperado seria uma
neutralização imediata (pH = 7 à acima) pelos carbonatos altamente reativos da
rocha encaixante,a oxidação dos sulfetos e a "blindagem" dos carbonatos, resultam
em uma frente de oxidação com um pH baixo, variando aproximadamente de pH 4
até pH 6 (Jurjovec et al., 2002). Esta blindagem dos carbonatos deve-se pela
precipitação de gipsita gerada pela reação da calcita com a solução ácida rica em
SO42- (equação 8).
8) CaCO3 + 2H+ + SO42- + 2 H2O CaSO4
.2H2O + H2CO3 (aq.)
Após a oxidação dos sulfatos a concentração de SO42- diminui rapidamente,
com isso a gipsita torna-se solúvel e é lixiviada do sistema.
2.3.2.2 Adsorção de metais por oxi-hidróxidos de ferro (OHF)
Os oxi-hidróxidos de ferro (goethita, ferridrita) apresentam alta afinidade com
íons metálicos de valência 2+, tais como: Cu, Cd, Pb, Zn e As, além de
apresentarem uma grande superfície areal (Lee & Saunders, 2003). Estas
características fazem com que os OHF em condições especiais de pH adsorvam os
íons metálicos que estão concentrados na solução.
A adsorção dos íons Pb2+ pela ferridrita atinge o seu máximo de saturação
quando o pH atinge 5,5 (Dyer et al., 2003). Em contraste com o chumbo, a adsorção
do zinco começa em valores de pH mais elevados, variando entre pH 5,5 a 7,5
38
(Dzombak & Morel, 1990). Esta é uma das razões que explica o fracionamento do
chumbo e do zinco pelos processos decorrentes da oxidação. No fronte da oxidação,
sob condições ácidas, os íons Pb2+ que não precipitaram na forma de anglesita são
adsorvidos pelos OHF (Fig. 6). Nessas condições, no entanto, o zinco continua a ser
móvel na solução aquosa e é transportado (verticalmente ou lateralmente) para
zonas distais (Reichert, 2007). O pH da solução aumenta levemente devido aos
processos de blindagem do carbonato e como resultado o zinco precipita nas
porções distais (geralmente profundas) do sistema supergênico, que são geralmente
livres de óxidos de ferro hidratado se não têm quaisquer acumulações significativas
de chumbo secundário.
Figura 6: Figura esquemática mostrando os processos e balanço de massa para a
precipitação e adsorção de Zn e Pb em uma zona de oxidação com pH =5 rica em oxi-
hidróxidos de ferro (OHF). A maior parte do Pb é precipitado na forma de anglesita, sendo
que o restante é quase todo adsorvido pelo OHF. O Zn continua móvel na solução, sendo
muito pouco adsorvido pelo OHF nessas condições. Modificado de Reichert (2007).
2.3.2.3 Solubilidade e estabilidade de minerais secundários de Pb e Zn
A solubilidade e a precipitação de minerais secundários em depósitos de
zinco e chumbo em calcários são predominantemente controlados pela pressão,
temperatura, PCO2, pH e a concentração dos elementos na solução aquosa
(Takahashi, 1960). O Eh (potencial de oxidação-redução) não está relacionado com
os limites de estabilidade e a precipitação destes minerais, uma vez que não há
39
alteração nas valências dos elementos durante o processo de precipitação
(Takahashi, 1960).
Anglesita e Cerussita
No processo de oxidação do minério sulfetado, em solução de pH ácido rico
em SO42- o mineral secundário de chumbo mais estável é a anglesita. No entanto,
após a oxidação dos sulfetos, o pH da solução tende a mudar para condições
básicas, fazendo com que a cerussita se torne mais estável que a anglesita. Desta
forma a anglesita será substituída pela cerussita, conforme equação 9.
9) PbSO4 + H2CO3 PbCO3 + SO42- +2H+
A reação 9 apresenta a dependência das atividades de pH, H2CO3 e SO42-.
Quando a oxidação está ativa, esta é associada com alta atividade de SO42- e H+,
que leva a reação para o lado esquerdo. Após a oxidação, a concentração de SO42-
diminui, o pH aumenta e torna a cerussita estável.
Na figura 7 estão apresentados os campos de estabilidade da anglesita e
cerussita em função da concentração de SO42-, pH e PCO2.
Figura 7: Gráfico mostrando os campos de estabilidade da anglesita e cerussita (25ºC, 100
kPa). Modificado de Reichert (2007). O gráfico mostra a diminuição da estabilidade da
anglesita com o aumento da PCO2.
Carbonatos e silicatos de zinco
Como demonstrado anteriormente, a esfalerita é facilmente oxidada e lixiviada
nos processos de oxidação, e em condições de pH ácido os íons Zn2+ são móveis,
40
pouco adsorvidos por OHF e não formam nenhuma fase mineral insolúvel nessas
condições.
Os carbonatos de zinco representados por smithsonita (ZnCO3) ou
hidrozincita (Zn5(OH)6(CO3)2) começam a precipitar em condições de pH ~6,5,
dependendo da PCO2 e da atividade do Zn2+ (Reichert, 2007) (Fig. 8). Enquanto que
os silicatos de zinco irão se formar se o sistema tiver disponibilidade de sílica em
condições baixas de pressão parcial de CO2 (Fig. 9).
Figura 8: Estabilidade dos carbonatos de zinco no sistema Zn-O-H-C em função de PCO2 e
pH para uma atividade de Zn= 10-5 (modificado de Reichert, 2007)
Figura 9: Estabilidade dos minerais de zinco em função de PCO2 e pH para uma solução com
sílica e carbonato disponível (modificado de Reichert, 2007).
41
2.3.3 Estágio de Pós-oxidação
Neste estágio o minério sulfetado foi completamente oxidado restando apenas
pequenas porções remanescentes. A geração de fluidos ácidos terminou e o
processo de neutralização finaliza neste estágio. A consequência destas mudanças
é a sucessiva diminuição do ácido sulfúrico derivado da concentração de SO42-. Com
isso a solubilidade dos sulfatos, tais como anglesita e gipsita, aumenta devido ao
princípio de Le Chatelier e começam a ser dissolvidas. O aumento do pH e as
condições ainda com valores elevados de PCO2 favorecem a precipitação da
cerussita no lugar da anglesita, sendo que toda a anglesita é dissolvida ou é
substituída por cerussita. Na fase final desse estágio todo o Pb é liberado formando
cristais de cerussita dentro de fraturas e espaços abertos. Com o aumento do pH de
neutro a alcalino os carbonatos de zinco tornam-se estáveis na forma de
hidrozincita, smithsonita e silicatos de zinco. Porém com a diminuição da PCO2 a
smithsonita torna-se instável e é substituída pela hidrozincita.
42
3 GEOLOGIA REGIONAL
O Cráton do São Francisco é definido como uma porção da plataforma Sul
Americana que foi delimitado na orogenia Brasiliana no Neoproterozóico (Almeida,
1977). Com exceção da margem do Atlântico, o Cráton do São Francisco tem seus
limites definidos pelos cinturões de dobramentos neoproterozóicos Brasília a sul e
oeste, Rio Preto a noroeste, Riacho do Pontal e Sergipano a norte, Araçuaí a
sudeste e Rio Grande ao Sul (Fig.10).
O Cráton do São Francisco é quase inteiramente coberto por sucessões pré -
cambrianas e fanerozóicas. Os domínios abrangidos no interior do cráton
compreendem três unidades morfotectônicas distintas: Aulacógeno do Paramirim, ao
norte, a Bacia São Francisco, ao sul (Cruz & Alkmim, 2006) e a Bacia da Chapada
Diamantina que se encontra à NE do Cráton. O cráton é subdividido nos
Supergrupos Espinhaço e São Franscisco, sendo este último de maior destaque
visto que nele ocorre a maioria dos depósitos de Pb-Zn do cráton.
No Supergrupo São Francisco encontra-se a bacia de Una – Utinga, inserida
no domínio geotectônico da Chapada Diamantina, mostrando-se preenchida por
sedimentos predominantemente carbonáticos do Grupo Una.
O Grupo Una na bacia de Una-Utinga, encontra-se ainda localizado na região
leste do vale do Paramirim, na Bacia do São Francisco, representando as partes das
coberturas sedimentares do Cráton São Francisco pertencentes ao Supergrupo São
Francisco. Neste contexto existem carbonatos do Grupo Una, cronocorrelatos ao
Grupo Bambuí (Bacia do São Francisco), que representam a deposição de uma
extensa plataforma carbonática no final do Neoproterozóico (Barbosa & Dominguez,
1996).
43
Figura 10: Mapa tectônico simplificado da porção leste do Brasil, enfatizando o Cráton do
São Francisco. CD- Chapada Diamantina, ES- Espinhaço Setentrional, BSF- Baciado São
Francisco. Retirado de Cruz, 2004 e modificado de Alkmim et al. (1993) e Alkmim (2004).
3.1 SUPERGRUPO ESPINHAÇO
Este compartimento, de idade mesoproterozóica, está presente no entorno da
Bacia de Irecê, com exceção do norte desta. Na Bahia, este supergrupo é
compartimentado em dois grandes domínios fisiográficos: (i) domínio do Espinhaço
Setentrional, a oeste, e (ii) domínio fisiográfico da Chapada Diamantina, a leste,
separados fisicamente pelo vale do Rio Paramirim.
O Espinhaço Setentrional é constituído pelas Formações Pajeú, Bom Retiro,
Fazendinha e Serra da Vereda que integram o Grupo Oliveira dos Brejinhos
(Paleoproterozóico) e Grupo Santo Onofre (Neoproterozóico). A Chapada
Diamantina é uma bacia do tipo rifte-sinéclise, com o estágio rifte representado pelo
vulcanismo Rio dos Remédios e o estágio sinéclise pelos depósitos continentais e
marinhos dos Grupos Paraguaçu e Chapada Diamantina (Pedreira, 1994).
44
3.2 SUPERGRUPO SÃO FRANCISCO
Na Bahia, este supergrupo, de idade neoproterozóica, também ocorre em
duas regiões distintas: (i) região da Bacia do São Francisco, e (ii) região da Chapada
Diamantina Oriental.
A primeira região está situada a oeste do estado, onde o supergrupo São
Francisco está representado, parcialmente, pelos grupos Macaúbas, na base, e
Bambuí, no topo.
A outra área de afloramento das rochas do Supergrupo São Francisco ocorre
na parte central do Estado da Bahia, nas “bacias” de Irecê, Una-Utinga e Ituaçu,
onde é representado pelo Grupo Una, que compreende as Formações Bebedouro,
na base e Salitre, no topo, sendo essa última de grande interesse neste trabalho.
O Supergrupo São Francisco foi dividido por Inda & Barbosa (1978) nos
Grupos Bambuí e Una. Datações radiométricas e bioestratigráficas já realizadas
colocam ambos os Grupos como correlatos no tempo.
A maioria dos depósitos de Pb-Zn encontrados no Cráton do São Francisco
ocorrem associados com esta unidade, conforme observado na Figura 11.
Figura 11: Mapa esquemático do Cráton do São Francisco mostrando a disposição de
diferentes depósitos de Pb-Zn, destacando-se principalmente no Supergrupo São Francisco
(modificado de Gomes, 2005).
45
Atributos geológicos definidos por Misi et al. (2005) determinam inúmeras
semelhanças presentes nos depósitos de Pb-Zn das coberturas neoproterozóicas do
Cráton São Francisco:
- As rochas encaixantes são dolomitos (principalmente) e calcários,
silicificados, com feições típicas da deposição marinha em águas rasas. Estas
apresentam-se por vezes capeadas por margas e pelitos, localmente piritosos.
Fazem parte de sequências das bacias sedimentares intracratônicas, formadas em
regimes extensionais e crono-correlatas entre si (Grupos Vazante, Bambuí e Una).
- A presença de nódulos de quartzo microcristalino tipo length slow ou lutecita
(Irecê, Corpo N-Morro Agudo, Nova Redenção), gipsita (Irecê), nódulos de sulfetos
(Irecê, Corpo N-Morro Agudo) e de sulfetos pseudomorfos sobre gipsita (Irecê, Nova
Redenção), assim como de estruturas sedimentares teepees (Irecê, Morro Agudo,
Nova Redenção), sugere um ambiente evaporítico dominante que controlou, pelo
menos, uma fase importante da mineralização.
- Os depósitos estudados têm nítido controle estrutural por fraturas e falhas
orientadas N40-50W em Nova Redenção e Irecê e falhas normais N15-20W em
Morro Agudo. São estruturas profundas que cortam as coberturas sedimentares e o
embasamento e que provavelmente tiveram papel importante para a migração dos
fluidos durante a mineralização.
- A associação mineral principal compreende sulfetos (pirita, esfalerita e
galena). Em Morro Agudo e Irecê, predominam esfalerita e pirita e em Nova
Redenção galena. Prata está presente em todos os depósitos.
- Os minerais de ganga mais comuns aos depósitos são: calcita, dolomita,
quartzo (megacristais de quartzo e quartzo microcristalino) e barita.
- Em todos os depósitos ocorrem mineralizações discordantes (veios,
bolsões) e concordantes a sub-concordantes, podendo ser maciças ou
disseminadas.
3.2.1 Grupo Una
O Grupo Una preenche as Bacias Irecê e Una-Utinga, ele é subdividido nas
formações Bebedouro (basal) e Salitre (topo) (Bonfim et. al., 1985). A Formação
Bebedouro é de origem glaciogênica e constituída por metassedimentos silico-
argilosos, lentes conglomeráticas de metagrauvacas com granulometria variando de
46
seixos a matacões (Misi & Silva, 1996). Já a Formação Salitre é caracterizada pela
presença de calcilutitos, calcissiltitos e calcarenitos, com raras contribuições
terrígenas na base e, no topo, ocorrem níveis dolomíticos silicificados, com
intercalações pelíticas locais. Pedreira (1994) ainda descreve a presença ocasional
de calcarenitos com estratificação cruzada e silexitos.
Formação Bebedouro
Segundo Misi & Silva (1996), essa Formação apresenta no topo contatos
discordantes com a Formação Salitre e na base encontra-se em contato discordante
e erosivo com o Grupo chapada Diamantina.
A Formação Bebedouro é identificada pela existência de metassedimentos
síltico-argilosos, aos quais se associam lentes relativamente contínuas de
metagrauvaca conglomerática com clastos possuidores de formas angulares, cujos
tamanhos variam de seixos a matacões. A matriz é composta por clorita, sericita,
quartzo e calcita e os fragmentos de rochas são principalmente de gnaisses,
granitos, pegmatitos, rochas básica, xistos, quartzitos verdes e brancos, filitos e
calcários (Misi, 1979 apud Misi & Silva, 1996) pertencentes às formações anteriores
ao evento glaciogênico.
De acordo com Guimarães (1996) foi possível individualizar três tipos
litológicos principais para a Formação Bebedouro: diamictitos, arenitos e pelitos, os
quais compreendem doze litofácies diferentes.
O Diamictito trata-se do tipo litológico mais expressivo da área de estudo
correspondendo a rochas de textura grossa, imaturas, mal selecionadas e bastante
semelhantes do ponto de vista descritivo, diferenciando-se fundamentalmente, pelas
estruturas sedimentares presentes. O Arenito é o tipo litológico de ocorrência mais
subordinada na Formação Bebedouro compreendendo corpos, em geral pouco
espessos, de arenitos de composição diversificada podendo ser caracterizado como
subarcóseos, arcóseos, grauvacas e quartzo-arenitos, sendo normalmente
alternados com as litofácies de diamictitos ou de pelitos, formando ritmitos. E por fim
há os Pelitos nos quais se incluem rochas argilosas e siltosas, na maioria das vezes
não passíveis de separação em níveis distintos (Guimarães, 1996).
Segundo Sampaio (1994), os diamictitos possuem características de
retrabalhamento por onda, podendo apresentar geometria sigmoidal, juntamente
47
com os pelitos. Os carbonatos são as primeiras evidências da sedimentação em
planícies de maré, superposta a Formação Bebedouro (Fig. 12).
Figura 12: Descrição e interpretação das litofácies da Formação Bebedouro. Modificado de
Guimarães & Pedreira (1990) e adaptado de Sampaio (1994).
Formação Salitre
A Formação Salitre foi originada a partir da deposição de uma extensa
plataforma carbonática sobre o Cráton do São Francisco durante o Neoproterozóico.
Após a deposição da Formação Bebedouro, durante o período de deglaciação,
houve o aumento do nível do mar associado com a subsidência do Cráton,
permitindo a instalação dos carbonatos que dariam origem à Formação Salitre
(Domingues, 1993).
A Formação Salitre é constituída por diferentes variedades de carbonatos,
calcirruditos, calcarenitos e dolarenitos, ainda com presença de terrígenos, em
especial pelitos. Feições orgânicas são representadas por laminitos algais (Sampaio,
1994).
Estruturas sedimentares que possuem associação com rochas dessa
formação, apresentam-se geralmente anunciando sedimentação em água rasa,
agitada, e de exposição subaérea, podendo haver momentos em que ocorre
também o retrabalhamento por ondas. Essas estruturas consistem em marcas
48
onduladas, oólitos e intraclastos, o que indica deposição de planície de maré para a
Formação Salitre (Fig. 13).
Figura 13: Descrição e interpretação das litofácies da Formação Salitre. (modificado de
Guimarães & Pedreira 1990 e adaptado de Sampaio 1994).
O mapeamento de semidetalhe realizado na Bacia de Irecê (Misi & Souto,
1975), demonstrou a existência de seis diferentes unidades estratigráficas
mapeáveis. Misi (1979) propôs informalmente uma divisão às unidades, as quais
possuem diferentes características, e estas serão utilizadas neste trabalho. Misi as
nomeou da base para o topo como unidades: C (constituída por calcários
dolomíticos vermelhos argilosos e dolomitos), B e B1, formados respectivamente por
calcários cinza-claro laminados e estratificados, e dolarenitos silicosos e oolíticos no
topo. A unidade A é constituída por siltitos, argilitos calcíferos e margas, tendo
acima, na unidade A1, cacilutitos pretos e calcários oolíticos.
As mineralizações de fosfato e sulfetos de Pb-Zn associadas a unidade B1
são bem marcadas e observadas nos diversos trabalhos realizados na área por
Guimarães & Pedreira (1990), Misi (1996) e Misi, 1979 (Fig.14).
49
Figura 14: Ciclos de sedimentação do Grupo Una (Formação Salitre) na Bacia de Irecê, com
indicação do intervalo mineralizado em sulfetos e em fosfatos. Modificado de Misi & Silva
(1996).
Unidade C:
Segundo Misi & Silva (1996), esta unidade é constituída por dolomitos e
calcários dolomíticos vermelhos e argilosos, sendo identificada como a base da
Formação Salitre. Podem ainda ocorrer na base estruturas estromatolíticas não
classificadas. Esta unidade se estende lateralmente ao longo de toda borda leste,
repousando sobre quartzitos arcosianos da Formação Bebedouro.
Unidade B:
Esta unidade apresenta-se com fácies composta por calcários cinza - claro,
ocorrendo também calcários dolomíticos com laminações e níveis interestratificados
com leitos argilosos (Misi & Silva, 1996). Intercalações de calcários pretos, oolíticos
também podem ser identificados nesta unidade.
Na Bacia de Una-Utinga esta unidade é representada por calcilutitos finos a
grossos, intercalações dolomíticas silicificadas, pelíticas e calcilutitos com laminação
plano-paralela (Misi, 1996). Outros autores como Souza et al. (1993), concordam
que esta unidade é constituída por calcissiltitos com laminação plano-paralela e
lamitos algais francamente ondulados.
Segundo Misi (1996), a deposição desta unidade é um resultado de uma
sedimentação profunda indicativa de uma transgressão marinha com tendências
50
regressiva, que marca uma mudança de nível do mar pela deposição de material
mais fino e laminações do tipo plano - paralela.
Unidade B1:
Segundo Misi & Silva (1996), esta unidade consiste em dolomitos silicosos,
dolomitos oolíticos e dololutitos, com nódulos e lentes individualizadas de sílica. É
possível também ser observada a presença de barita e de pirita, com subordinação
da galena e da esfarelita com formas nodulares, sendo ainda frequente a ocorrência
de estruturas sedimentares do tipo “teepee”, que se caracterizam com a exposição
subaérea dos sedimentos em clima árido, além de brechas intraformais, indicando a
possível dissolução de sulfatos.
Estromatólitos colunares (ricos em carbonato-fluorapatita) relacionam-se a
zonas relativamente mais profundas, de alta energia. Todas estas estruturas
mencionadas anteriormente são indicativas de ambientes equivalentes de inter a
supramaré (Misi & Kyle, 1994).
De acordo com os estudos realizados por Misi & Silva (1996), esta unidade
mostra uma sedimentação muito rasa, com frequentes exposições da lama
carbonática, ou seja, uma zona de sedimentação equivalente a uma planície de
marés.
Unidade A:
Esta unidade apresenta-se com predominância de siltitos, argilitos calcíferos e
margas, com uma coloração geralmente cinza-clara. Mostra-se ainda com
ocorrências de pequenos cristais cúbicos de pirita (Misi & Silva, 1996). De acordo
com Bonfim & Pedreira (1990) apud (Misi & Silva, 1996), na Bacia de Una – Utinga,
essa unidade mostra-se com litofácies constituídas por pelitos laminados e margas
com laminação plano-paralela.
Assim, mostra-se claramente um aprofundamento da lâmina d’água,
evidenciada devido a uma possível transgressão marinha, que induziu a um novo
ciclo transgressivo-regressivo.
Unidade A1:
Segundo Misi & Silva (1996), esta unidade é constituída por calcilutitos pretos
e calcários oolíticos e pisolíticos, ricos em matéria orgânica. São comuns, horizontes
com estratificações cruzadas ou com abundantes intraclastos constituídos de
calcário, normalmente com pequenas espessuras, no entanto apresentando grande
continuidade lateral, e marcas de onda, dentre outras estruturas. As características
51
dessa unidade indicam condições rasas de sedimentação em ambiente agitado e
rico em matéria orgânica. Na bacia Una-Utinga, esta unidade corresponderia aos
calcários oolíticos silicificados (Guimarães e Pedreira, 1990).
Situada na porção Oriental da Chapada Diamantina (BA), no domínio da
Bacia Hidrográfica do Rio Paraguaçu, a Bacia Una-Utinga, assim como a Bacia
Irecê, encontram-se preenchidas por sedimentos predominantemente carbonáticos
do Grupo Una, descritos anteriormente. Gomes (1998) mostrou uma correlação
estratigráfica entre as unidades da Formação Salitre, presente na Bacia Irecê,
(descrição em Misi e Silva, 1996) e aquelas observadas em Nova Redenção (Bacia
Una-Utinga).
No domínio da Formação Salitre, dentro da Bacia Una-Utinga, Moraes Filho &
Leal (1990) definiram duas associações de litofácies:
Associação A: seqüência do topo, constituída de dolarenitos, dolarenitos
silicificados ooidais ou não, muitas vezes com níveis detríticos quartzosos, e
estromatólitos silicificados. Os dolarenitos, de modo geral de cor cinza-clara ou
rósea, apresentam-se na forma maciça ou estratificada, podendo ocorrer localmente
estratificação cruzada tipo “espinha de peixe”. Esta sequencia é mineralizada em
chumbo e zinco, com prata e cádmio associados.
Associação B: composta por calcilutitos, calcarenitos, “laminitos algais” e
calcissiltitos laminados, da unidade basal, onde se observa intercalação de
laminações finas, com coloração mais escura.
A distribuição destas litofácies B e A representa uma seqüência regressiva
(shallowing upward) e assemelha - se às representadas pelas unidades B e B1,
respectivamente, da Formação Salitre, na Bacia Irecê (Gomes 1998; Misi & Silva,
1996). Diferem, entretanto, pelo elevado grau de silicificação observado na
associação A (Bacia Una-Utinga) em relação à unidade B1 (Bacia Irecê) (Gomes,
1998).
3.3 EVOLUÇÃO TECTONICA
O Cráton do São Francisco corresponde a um segmento crustal consolidado
no Paleoproterozóico, composto por complexos de rochas metamórficas de alto grau
e rochas supracrustais, todas de idade arqueana, e núcleos granitoides do
Paleoproterozóico, cuja evolução a partir de 1750Ma condicionou a instalação de
52
duas bacias sedimentares ensiálicas, superpostas e diacrônicas, estruturadas nas
direções NS e NW-SE, repositórias do Supergrupo Espinhaço: uma, do tipo rift-sag,
de idade Estateriana – Bacia Espinhaço Oriental, e outra, do tipo sinéclise, atribuída
ao Calimiano – Bacia Chapada Diamantina (Guimarães et al., 2005).
Para auxiliar o entendimento da origem da Bacia Una-Utinga será descrito de
forma sumária os estágios de evolução da Bacia São Francisco definidos por
Dominguez (1993) a partir do estágio V que se refere ao inicio da glaciação
Bebedouro-Jequitaí.
Dominguez (1993) propôs um modelo evolutivo para a glaciação Bebedouro-
Jequitaí que afetou extensivamente o paleocontinente São Franciscano, e resultou
na deposição de diamictitos glaciais da Formação Bebedou do Supergrupo São
Francisco (Fig. 15).
Figura 15: Neste estágio de evolução do Cráton do São Francisco a glaciação Bebedouro-
Jequitaí envolveu grande parte do cráton, ocorrendo a presença de diamictitos de pequena
espessura que originam a Formação Bebedouro (Dominguez, 1993).
53
Ao final da glaciação Bebedouro-Jequitaí ocorre uma subida do nível do mar
por decorrência do degelo, invadindo o paleo-continente São Francisco e
possibilitando a deposição e acumulação sedimentos carbonáticos sobre o Cráton
do São Francisco. A associação desta inundação com o aumento da expansão da
subsidência das bordas do paleo-continente São Franciscano para o seu interior,
relacionadas a evolução das margens passiva, resultou na implantação de
importantes plataformas carbonáticas (Rampa Carbonática Salitre e Plataforma
Isolada Bambuí) (Dominguez, 1993) (Fig. 16).
Figura 16: Ao final da glaciação ocorreu a subida do nível eustático do mar que inundou o
cráton, resultando na implantação de importantes plataformas, tal como a Plataforma
Carbonática da Formação Salitre (Dominguez, 1993).
54
No final do Neoproterozóico (entre 0,6 e 0,5 Ga), com colisões nas margens
do Cráton, processou-se a orogênese Brasiliana que culminou na formação do
Gondwana e foi responsável pela inversão dos sedimentos dos Supergrupo
Espinhaço e Supergrupo São Francisco, causando registros de bacias policíclicas
acumuladas durante todo o Proterozóico, com a formação das faixas móveis que
bordejam o Cráton do São Francisco (Alkmim, 2004). A intensidade da deformação
foi maior ao longo do eixo do rift, onde a litosfera havia sido afinada durante os
episódios de subsidência anteriores. Os sedimentos (Grupo Una) que se
acumularam nas partes externas do rift, sobre os blocos continentais mais espessos,
foram relativamente poupados da deformação (Dominguez, (1993) apud. Barbosa et
al.,( 2003), (Fig. 17).
Figura 17: Colisões nas margens do cráton com geração de cinturões de dobras e
empurrões mostram a modificação sofrida na bacia devido a orogênese Brasiliana
(Dominguez, 1993)
55
.
Durante o Fanerozóico, as coberturas mesozóicas se depositam sobre o
Grupo Bambuí e Una pela expansão da sedimentação da Bacia do Parnaíba
(Dominguez, 1993). Como pode ser observado na Figura 18, as coberturas
sobrepõem a plataforma carbonática, separando parte da Bacia Bambuí, as Bacia
Una-Utinga e Bacia de Irecê.
Figura 18: Estágio final com a consolidação da Bacia Una – Utinga (Dominguez, 1993).
56
4 CONTEXTO GEOLÓGICO LOCAL
A mineralização de Pb–Zn (Ag) em Nova Redenção (BA), na sub-bacia de
Una Utinga, constitui uma descoberta da CPRM, através do mapeamento geológico
básico, folha Lençóis 1:100.000 (Bonfim et al., 1990). Os últimos trabalhos de
prospecção realizados pela CPRM e publicados em Moraes (2001), permitiram
separar, até então duas faixas potencialmente mineralizadas principais: Setor Sete
Lagoas e Queimadas do Felipe / Queimadas / Calhau (Fig.19).
Figura 19: Esboço da área mineralizada em sulfetos em Nova Redenção, Bacia de Una-
Utinga (Gomes, 1998).
Trabalhos referentes às mineralizações de Pb e Zn relacionadas às
coberturas sedimentares neoproterozóicas do Cráton do São Francisco foram
analisados por alguns pesquisadores, destacando-se os estudos realizados por
Dardenne & Freitas Silva (1999), Misi et al.(1999) e Misi et al.(2004). Estes trabalhos
apresentam entre outras coisas o resultado de estudos realizados nos depósitos de
57
Pb e Zn do Grupo Una, estando notadamente incluso neste Grupo, o depósito de Pb
e Zn de Nova Redenção. Esse depósito possui uma reserva estimada em 2,5
milhões de toneladas de minério, com Pb= 6,35%, Zn= 0,50%, Ag= 33 ppm e Cd=
10 ppm que encontra-se hospedado em carbonatos da Formação Salitre (Bomfim &
Pedreira, 1990; Pedreira & Margalho, 1990; Guimarães & Pedreira, 1990).
A partir da análise de alguns trabalhos, pode-se determinar alguns aspectos
geológicos para a região, os quais indicam um ambiente deposicional com uma
espessa sedimentação carbonática epicontinental marinha, em ambiente de planície
de maré com subambientes de submaré rasa. Segundo Gomes (1998) as rochas
dolomíticas silicificadas são ricas em estruturas sedimentares indicativas de
ambiente evaporítico, que correspondem ao topo de uma sequência transgressivo-
regressiva.
4.1 POSICIONAMENTO ESTRATIGRÁFICO DA MINERALIZAÇÃO
Estratigraficamente, segundo Moraes Filho & Leal (1990, apud Gomes, 1998,
p. 18) a litologia na região de Nova Redenção pode ser dividida em duas
associações de litofácies (Fig 20):
a) Associação de Litofácies A: seqüência do topo, constituída de dolarenitos,
dolarenitos silicificados ooidais ou não, muitas vezes com níveis detríticos
quartzosos, e estromatólitos silicificados. Os dolarenitos, de modo geral de cor cinza-
clara ou rósea, apresentam-se sob forma maciça ou estratificada, podendo ocorrer
localmente estratificação cruzada tipo “espinha de peixe”. São comuns níveis
oolíticos ou oncolíticos, bem como níveis dentríticos quartzosos. O dolarenitos
oolícos representam litofácies carbonáticas inteiramente silicificadas, sendo essa
uma feição marcante na área estudada. Esta seqüência é mineralizada em chumbo
e zinco, com prata e cádmio associados.
b) Associação de Litofácies B: constituída essencialmente por uma seqüência
de calcarenitos/calcissiltitos/calcilutitos laminados, em associação com laminitos
algais. Gomes (1998) considera além de um controle estrutural, a presença de um
controle faciológico para a mineralização.
58
Figura 20: Coluna estratigráfica esquemática da Região de Nova Redenção (Ba), com base
em observações de campo e em descrições petrográficas de amostras de testemunhos de
sondagem (Gomes, 2005).
Segundo Gomes (1998), a litofacies A é composta pelas fácies Dolarenitos
Laminados e Dolarenito Maciço, estando posicionados no topo da seqüência
carbonática. Enquanto que a associação de litofácies B é representada apenas
pelos Calcários Laminados (Fig. 21).
A distribuição destas litofácies B e A assemelha-se às representadas pelas
unidades B e B1, respectivamente, da Formação Salitre, na Bacia Irecê (Misi & Silva,
1996) mostrada anteriormente neste trabalho. Diferem, entretanto, pelo elevado grau
de silicificação observado na associação A (Bacia Una-Utinga) em relação à unidade
B1 na Bacia Irecê (Gomes, 1998), que também abriga mineralizações de Pb-Zn
(Ag), na mesma posição estratigráfica (Fig. 22).
59
Figura 21: Mapa 3D da geologia local do Depósito de Nova Redenção, ressaltando a área
de estudo no domínio da Formação Salitre (modificado de Moraes, Filho & Leal, 2001).
Figura 22: Coluna estratigráfica esquemática mostrando a correlação entre sequencias
carbonáticas da “Bacia” Irecê e de nova Redenção, Bacia Una-Utinga (modificado de
Gomes, 1998).
Morro do Chumbo Nova Redenção
60
4.2 CARACTERÍSTICAS DESCRITIVAS DAS ROCHAS ENCAIXANTES DO MINÉRIO DE PB-ZN DE NOVA REDENÇÃO
Como citado anteriormente, estudos realizados por Gomes (1998) permitiram
uma subdivisão de litofácies, mostrando suas diferentes características:
-Facies Calcários Laminados: são caracterizados por intercalações de
calcilutitos, calcissiltitos e calcarenitos distribuídos em todo o intervalo, além de
níveis mais argilosos com coloração mais escura;
-Facies Dolarenito Laminado: constituída por dolarenitos finos a médios,
laminados, com intercalações de níveis silicificados, peloidais intraclásticos e de
dolomicrito peloidal e intraclástico. Alguns níveis exibem intercalações com laminitos
algais. Os dolarenitos laminados encontram-se em contato gradacional com a Facies
Calcário Laminado, subjacente. Sub-litofácies desta fácies foram observadas por
Gomes (1998) através de estudos petrográficos:
Dolarenito com Laminitos Algais e Dolomicrito- são formados por finas laminações
plano-paralelas, apresentando alternadamente colorações claras e escuras
caracterizando os laminitos algais, além de estilólitos subparalelos à estratificação,
sugerindo que os sedimentos sofreram diagênese de soterramento. São comuns
cavidades de dissolução acompanhando o acamadamento.
Dolarenito Peloidais Intracláticos- distribuem-se em diversas posições no intervalo
estratigráfico de ocorrência dessa fácies. São formados por estruturas peloidais e
por intraclastos, originalmente calcíticos, cimentados por calcita espática
dolomitizada, silicificada. A alternância dos leitos claros e escuros e a regularidade
de sua distribuição, sugerem que a Fácies Dolarenito Laminado pode representar,
predominantemente, laminitos algais que se desenvolveram originalmente em
regiões rasas de planícies de marés, possivelmente equivalente a zonas de
intermaré rasa.
-Fácies Dolarenito Maciço: esta é representada por dolarenitos,
predominantemente cinza-claros, de aspectos maciço e geralmente muito
silicificados. Comumente, o contato com a Fácies Dolarenito Laminado, subjacente,
é marcado pela presença de níveis de silexito cinza, frequentemente preservando as
formas das estruturas ooidais e com alta porosidade, quando intemperizados. A esta
fácies associam-se estruturas estromatolíticas colunares, quartzo microcristalino do
tipo lenght-slow (lutecita) além de quartzo pseudomorfo de gipsita, e barita. Esta
fácies pode ser subdividida em:
61
Dolarenito Oolítico - Os níveis oolíticos distribuem-se em diversas posições na
coluna estratigráfica e apresentam-se interligados em litofácies de dolomitos não
oolíticos, onde podem ocorrer as estruturas estromatolíticas colunares já referidas,
além de quartzo detrítico.
Dolomito com Feições Indicadoras de Evaporação- Caracterizado essencialmente
pela presença abundante de feições diagnósticas de ambiente evaporítico, tais
como: quartzo microcristalino fibroso do tipo lutecita, quartzo pseudomorfo de gipsita
geminada e estruturas nodulares de sílica. Conforme demonstrado por Folk &
Pittman (1971), o quartzo microcristalino do tipo lutecita se forma sempre por
substituição de sulfato, podendo ser por isso utilizado para diagnosticar a presença
de ambientes evaporíticos antigos.
As feições observadas nesta fácies indicam, portanto, uma fase regressiva de
sedimentação, com períodos de possíveis exposições aéreas em clima árido.
Apesar de não terem sido encontradas estruturas sedimentares do tipo gretas de
ressecamento ou teepees, a presença de quartzo microcristalino fibroso lenght-slow
(lutecita), é diagnótica para este ambiente (Folk & Pittman, 1971).
-Fácies Brecha Sílico-Ferruginosa: A ocorrência de diversos níveis de brechas
pode ser observado ao longo de quase toda a seção estratigráfica na área
mineralizada de Nova Redenção. Elas são formadas por fragmentos angulosos de
silexito, calcário silicificado, dolarenito silicificado, brecha e quartzo, cujos diâmetros
maiores variam de 0,1 a 15cm, cimentados por uma matriz silico - ferruginosa,
essencialmente limonítica, mas frequentemente cimentadas também por galena,
quase sempre oxidada para cerussita. Em profundidade, as zonas mineralizadas
correspondem a bolsões de galena maciça com pirita, esfalerita e alguma pirrotita
associadas.
As litologias, texturas e estruturas sedimentares identificadas sugerem a
deposição dessas litofácies em um ambiente de planície de maré, sendo a
Associação de Litofácies A depositada predominantemente em ambiente de águas
rasas e de energia moderada a agitada, com emersões periódicas, nas zonas de
intermaré a supramaré. A Associação de Litofácies B desenvolveu-se tipicamente
em uma zona de submaré, com oscilações para águas mais rasas e de maior
energia, acima do nível base das ondas, e emersões criando zonas de intermaré alta
a supramaré (Moraes, Filho & Leal, 2001).
62
4.3 FEIÇÕES GEOLÓGICAS DO MORRO DO CHUMBO
Neste item são apresentados os dados referentes à unidade geológica
observada, com as descrições macro da rocha encaixante e de suas mineralizações,
de acordo com a litofácie estudada presente na área. Em seguida, é discutida a
distribuição espacial das feições da mineralização e como ela é caracterizada.
Durante os trabalhos de campo foram coletadas 15 amostras representativas
dos litotipos observados, visando à confecção de lâminas de seção polida. Deste
grupo apenas 5 foram enviadas para a laminação, sendo três delas analisadas na
MEV.
4.3.1 Características macroscópicas
Na área de Nova Redenção é observada a escassez de afloramentos e a
presença de uma extensa cobertura de solo residual, sendo detectada a exposição
da mineralização em morrotes, tal como o Morro do Chumbo (Fig. 21).
As litofácies hospedeiras da mineralização encontrada no Morro do Chumbo
em Nova Redenção são constituídas por dolarenitos e dolomitos evaporíticos
representados pela associação de litofácies A (Fig. 23). O dolarenito aparece
aparentemente maciço, cinza-claro a roseo claro, silicificado, localmente
ferruginizado e/ou intensamente fraturado, microfissurado, aparentemente com
estilólitos e níveis ooidais subordinados. Ocorre a presença de metálicos pretos
oxidados (pirita) preenchendo fraturas, microfissuras e estilólitos, ou como
pontuações disseminadas. Em certos locais a silicificação é tão intensa que forma
níveis milimétricos paralelos de silexito.
63
Figura 23: Dolarenito visto no Morro do Chumbo com uma coloração cinza clara,
representando a rocha hospedeira do topo da sequencia, aparecendo por vezes silicificado.
As mineralizações ocorrem em zonas filonares, com alto ângulo em relação à
estratificação das encaixantes e com tamanhos que podem variar desde centímetros
a poucos metros de comprimento, sendo possível ser observado microfraturas
preenchidas pela mineralização no dolarenito, o que indica que esses
preenchimentos podem ser subsidiários de um filão mineralizado maior (Fig. 24).
Figura 24: Dolarenito como rocha hospedeira da galena. Presença de microfraturas
preenchidas por galena. As fraturas serviram como dutos para a passagem do fluido
hidrotermal mineralizado.
64
A galena constitui a maior parte da mineralização sulfetada apresentando-se
por vezes como agregados de cristais grossos, maciços, formando brechas
oxidadas, bolsões, veios e cimentando corpos concordantes e subconcordantes com
os carbonatos (Fig. 25).
Figura 25: Cristais grossos de galena agregados na rocha hospedeira, apresentando uma
pequena oxidação da mineralização.
Há ocorrências de Dolarenito Maciço apresentando-se com uma matriz
carbonática parcialmente silicificada, com galena cimentando a matriz oolítica do
dolarenito e ainda com a galena disseminada na rocha. Essa galena encontra-se
preservada provavelmente porque a anglesita serviu como uma capa protetora,
impedindo a passagem de fluidos que causariam a alteração (oxidação) da galena
(Fig. 26).
65
Figura 26: Detalhe da galena (Ga) disseminada cimentando a matriz do dolarenito (Dol).
Amostra LC-09, coletada no Morro do Chumbo em Nova Redenção. Aumento de 60X.
As rochas predominantemente constituídas por brechas/cangas sílico-
ferruginosas cerussíticas, localmente apresentam remanescentes de galena
(bolsões) e, subordinadamente, contendo esfalerita e pirita. Esses bolsões maciços
de galena, quando encaixados no dolarenito, normalmente exibem bordas oxidadas,
que caracterizam a alteração da galena para cerussita (Fig. 27). A cerussita por sua
vez, é identificada na forma de cristais euédricos milimétricos a centimétricos, com
faces nítidas exibindo, por vezes, geminações. Esses cristais apresentam-se
associados com oxi-hidróxidos de ferro oriundos da alteração, provavelmente, da
pirita, muitas vezes acompanhados por cavidades não preenchidas que sugerem
que havia uma boa porosidade e permeabilidade (espaços) para a percolação de
fluidos, que favoreceu a precipitação dessa mineralogia secundária (Fig. 28).
66
Figura 27: Detalhe de bolsão de galena maciça (Ga), com bordas transformadas para
cerussita (Cer). É possível se observar a clivagem da galena ainda preservada. Amostra AB-
T-03, coletada no furo de sondagem NR-25 realizado pela CPRM no Morro do Chumbo em
Nova Redenção. Profundidade 0,6-0,8m. Aumento de 60X.
Figura 28: Agregados de cerussita (Cer) dominantemente euédricos, resultantes da
oxidação da galena acompanhados por finas capas de oxi-hidróxidos de ferro (OHF).
Amostra AB-T-04, coletada no furo de sondagem NR-25 realizado pela CPRM no Morro do
Chumbo em Nova Redenção. Profundidade 12,65-12,75m. Aumento de 60X.
67
As brechas/cangas cerussíticas e a galena podem ser consideradas
argentíferas, sendo os corpos de brechas ligeiramente lenticulares posicionadas ora
subparalela à estratificação, ora subvertical. É possível observar a presença de
fragmentos de brechas dentro dos próprios níveis brechados, mostrando feições que
sugerem a existência de reativações tectônicas, as quais estariam relacionadas a
origem das brechas. Essas se mostram, por vezes, com cavidades de dissolução
preenchidas por quartzo, produtos de alteração compostos por oxi-hidróxidos de
ferro+sílica amorfa de coloração castanho-avermelhada e amarelada, contendo
ainda alguns fragmentos de dolarenito de coloração cinza, sendo este por vezes
ooidal. (Fig. 29).
Figura 29: Brechas/cangas sílico-ferruginosas cerussíticas com remanescentes de galena.
68
A distribuição geográfica das brechas sílico-ferruginosa especialmente
cerussitica em morrotes, segue o trend estrutural NW-SE, dentro de uma provável
zona de cisalhamento frágil, com fraturas preenchidas pela galena, sendo esse um
dos principais guias da prospecção da mineralização. Outro trend subordinadamente
mineralizado é o sistema NE-SW, apresentando-se assim ortogonal ao trend
principal. Ressalta-se aqui a possibilidade das estruturas NW-SE resultarem da
mesma tectônica brasiliana que afeta a região de Ibitiara–Rio de Contas, decorrente
da ação da faixa de dobramentos Araçuaí (Gomes, 1998). Essas estruturas estariam
aparentemente relacionadas a estruturas antigas do embasamento, reativadas
durante e após a sedimentação da bacia (Fig. 30).
Figura 30: Rochas apresentando diferentes padrões de fraturamentos.
No Morro do Chumbo há também a ocorrência de gossan localizado na
porção mais elevada do morro (Fig. 31). O gossan é composto por oxi-hidróxidos de
ferro, sílica amorfa, cerussita e restos de galena. Neste é destacada a presença de
boxwork característico da oxidação de pirita e galena (Fig. 31).
69
Figura 31: Gossans consistindo principalmente em óxidos de ferro e óxidos de ferro
hidratados, apresentando remanescentes de galena já alterando para cerussita.
O minério no Morro do Chumbo ocorre na forma de bolsões, preenchendo
fraturas milimétricas a centimétricas, encaixado em zonas de falhas e de
cisalhamento rúptil formando brechas/cangas cerussíticas, bem como substituindo a
matriz do dolarenito encaixante.
Na caracterização macroscópica do minério foi identificado: galena e pirita
(Fig. 32) como mineralização primária, além de cerussita (predominante) e goethita
que constituem mineralogia secundária da mineralização. Os minerais de ganga,
mais frequentemente associados com o minério são: dolomita, quartzo, barita e
hematita (Gomes, 1998).
70
Figura 32: Detalhe de cristais de pirita conservados em um bolsão maciço de galena,
mostrando seus aspectos originais de coloração amarelada. Amostra LC-10, coletada no
Morro do Chumbo em Nova Redenção. Aumento de 60X.
71
5 CARACTERIZAÇÃO MINERALÓGICA/QUÍMICA DOS MINERAIS DE MINÉRIO
Durante os trabalhos de campo foram coletadas 15 amostras representativas
da mineralização de Pb/Zn no Morro do Chumbo. Esta coleta de amostras visou
contemplar as mais diversas variações do minério observadas no local. Destas, uma
foi cominuída e analisada por difratometria de raios-X, enquanto que cinco foram
encaminhadas para a confecção de lâmina delgada polida, sendo três delas
analisadas na Microscopia Eletrônica de Varredura (MEV).
5.1 ANALISE DO MINÉRIO POR DIFRATOMETRIA DE RAIOS-X
Uma amostra do minério foi selecionada para a análise por difratometria de
raios–x com o intuito dequantificar as fases minerais. Foram identificadas as
seguintes fases minerais: cerussita>>quartzo>goethita>galena (Fig. 33).
Figura 33: Difratograma de amostra de minério do Morro do Chumbo (depósito de Pb-Zn de
Nova Redenção) mostrando uma maior abundância em cerussita.
72
5.2 CARACTERIZAÇÃO DOS MINERAIS DE MINÉRIO POR MICROSCOPIA ELETRÔNICA DE VARREDURA
A caracterização mineralógica/química dos minerais de minério foi efetuada
com auxilio da Microscopia Eletrônica de Varredura (MEV). A MEV traz muitas
vantagens, destacando-se a possibilidade de aumento em até 500 mil vezes,
análises químicas pontuais (EDS), além de imagens através de elétrons
retroespelhados (resposta da química dos materiais observados) e secundários
(topografia dos materiais observados).
Nesta caracterização do minério do Morro do Chumbo na MEV foram
utilizados: imageamento por elétrons retroespalhados (BSE) e análises químicas
com detector EDS.
O BSE auxilia na identificação da mineralogia pela diferença química dos
minerais marcada pelo peso atômico médio, essa diferença é observada na imagem
em tons de cinza, que são mais claros nos minerais compostos por elementos com
maior peso atômico, ou seja, uma galena terá um tom de cinza bem claro
contrastando com um carbonato, que terá um tom bem escuro.
Após a caracterização dos minerais por BSE, imagens foram selecionadas
para análises químicas pelo EDS. Neste foram utilizadas três técnicas distintas:
análise química pontual, imageamento químico e perfil químico.
- Análise química pontual – nesta análise são selecionados pontos a serem
analisados com até 2 μm de diâmetro.
- Imageamento químico – neste é atribuída uma cor para o elemento químico
a ser mapeado, e o sensor do MEV analisa cada pixel da imagem para o
determinado elemento, e colore na presença do mesmo.
- Perfil químico - é selecionado um perfil no material analisado, que é
analisado ponto a ponto para os elementos químicos selecionados. Ótima
ferramenta para caracterizar zonações químicas nos minerais e variação
composicional da mineralogia.
A investigação dos minerais de minério com o auxilio da MEV possibilitou a
identificação de minerais que não haviam sido observadas na microscopia
convencional por possuírem dimensões muito reduzidas, contribuindo dessa forma
para uma precisa avaliação do conteúdo mineralógico que constitui a mineralização.
73
A caracterização mineralógico/química dos minerais de minério do Morro do
Chumbo com auxilio da MEV possibilitou identificar os seguintes minerais de minério
primários e secundários:
- Mineralogia Primária: Galena (PbS), Esfalerita (ZnS), Pirita (FeS2) e
Tennantita de zinco (Cu10Zn2As4S13);
- Mineralogia Secundária: Cerussita(PbCO3), Oxi-hidroxido de ferro (Fe2O3,
FeOOH), Anglesita (PbSO4) e Covelita (CuS).
Na tabela 1 estão apresentados a mineralogia primária e secundária, sua
frequência observada e sucessão genética.
Tabela 1 – Sequência genética dos minerais de minério do Morro do Chumbo (depósito de
Pb-Zn de nova Redenção) caracterizados na MEV.
Fase Mineral Fórmula Frequência Paragênese Primária Paragênese Secundária
Oxidação Pós-
Oxidação
Galena PbS Maior
Esfalerita ZnS Menor
Pirita FeS2 Menor
Tennantita de Zn Cu10Zn2As4S13 Traços
Anglesita PbSO4 Traços
Cerussita PbCO3 Abundante
OHF FeO(OH),
Fe2O3 Abundante
Covelita CuS Traços
A caracterização dessas fases minerais, sua química e interpretações estão
descritos a seguir.
5.2.1 Mineralogia Primária
A identificação e caracterização da mineralogia primária do Morro do Chumbo
são dificultadas pelos processos de supergênese aos quais o depósito foi exposto
no decorrer da sua história. Estes processos transformaram boa parte da
mineralogia primária para fases equilibradas nas condições oxidantes, restando
poucas porções preservadas nas quais é possível identificar a paragênese
mineralógica original.
A mineralogia primária identificada nas lâminas das amostras do Morro do
Chumbo é constituída por galena>> pirita > esfalerita >>sulfoarsenieto de cobre e
zinco. Esta relação das fases identificadas não reflete a relação de grandeza do
74
momento da deposição do minério, pois os minerais reagem em graus diferentes às
condições da oxidação, podendo ser completamente lixiviados para fora do sistema
ou depositados em porções mais distais.
Galena
A galena é o mineral de minério primário mais abundante nas lâminas do
Morro do Chumbo. Ao MEV, observando-se em BSE, a galena apresenta-se com o
tom de cinza mais claro, quando comparado com o restante da mineralogia da
lâmina, devido ao seu maior peso atômico médio. É comum visualizar sua clivagem
perfeita e suas típicas feições triangulares de arranque (Fig. 34). Em uma porção
parcialmente preservada do minério foi possível observar feições de equilíbrio da
galena com esfalerita e pirita, sendo que estas ocorrem como inclusões. A análise
química efetuada na MEV com EDS forneceu conteúdos de chumbo e enxofre
compatíveis com esta fase mineral (Tab. 2). Este método não é adequado para
dosar com exatidão o teor de prata, servindo apenas para indicar a presença da
prata em associação com a galena.
Os processos de oxidação são bem marcados na galena, a qual mostra
transformações, principalmente, nas bordas dos grãos para cerussita e anglesita,
que caracterizam o processo de blindagem, que, provavelmente, possibilitou que
parte da galena resistisse ao intemperismo.
Tabela 2- Resultado da análise química pontual com EDS em galena do Morro do Chumbo.
Elemento Série % em peso
medido % em peso
normalizado % atômica Erro (3 σ)
Enxofre K 16,65 9,04 36,81 1,85
Oxigênio K 1,21 0,66 5,36 0,86
Zinco K 1,01 0,55 1,09 0,24
Ferro K 0,16 0,08 0,20 0,11
Chumbo M 165,21 89,67 56,53 17,52
Carbono K 0,00 0,00 0,00 0,00
Total 184,24 100,00 100,00
Esfalerita
A esfalerita é observada somente nas porções mais preservadas do minério,
pois é muito susceptível aos processos de oxidação, sendo facilmente lixiviada. Esta
fase mineral foi observada na forma de inclusões em galena, acompanhada por
75
pirita. Seus grãos ocorrem com dimensões de 5 μm a 50 μm, com formas anédricas
acompanhadas por golfos de corrosão, que devem estar refletindo a sua baixa
solubilidade em meio ácido (Fig. 35). A análise química efetuada na MEV com EDS
forneceu conteúdos de zinco compatíveis com esta fase mineral (Tab. 3).
Tabela 3- Resultado da análise química pontual com EDS em esfalerita do Morro do
Chumbo.
Elemento Série % em peso
medido % em peso
normalizado % atômica Erro (3 σ)
Enxofre K 38,44 37,32 54,79 4,15
Oxigênio K 0,00 0,00 0,00 0,00
Zinco K 63,94 44,69 44,69 6,45
Ferro K 0,64 0,52 0,52 0,16
Carbono K 0,00 0,00 0,00 0,00
Total 103,01 100,00 100,00
Pirita
A pirita observada ocorre como inclusão na galena acompanhada por
esfalerita (Fig. 35) e, localizadamente, associada com sulfoarsenieto de cobre e
zinco (Fig. 36). Os grãos ocorrem com dimensões de 30 μm a 50 μm, são anédricos
a subédricos, com anedria resultado, provavelmente, da oxidação por fluidos ricos
em oxigênio ou em Fe3+. A análise química pontual com EDS efetuada forneceu
conteúdos de Fe e S compatíveis com pirita, sugerindo alguma participação de
arsênio na estrutura (Tab. 4).
A presença constante de OHF no minério oxidado, sugere que a pirita deve
ter sido abundante na mineralogia primária do Depósito de Pb-Zn de Nova
Redenção.
Tabela 4- Resultado da análise química pontual com EDS em pirita do Morro do Chumbo.
Elemento Série % em peso
medido % em peso
normalizado % atômica Erro (3 σ)
Enxofre K 72,31 60,13 72,54 7,72
Ferro K 46,87 38,97 27,00 4,21
Arsênio L 1,08 0,90 0,46 0,26
Carbono K 0,00 0,00 0,00 0,00
Total 120,27 100,00 100,00
76
Sulfoarsenieto de cobre e zinco com prata (Tennantita)
Os sulfossais ocorrem em vários tipos de depósitos hidrotermais, onde os
sulfobismutinetos, os sulfoantimonietos e os sulfoarsenietos cristalizam-se,
respectivamente, em temperatura alta, intermediária e baixa (Foord et al., 1988,
apud Rocha et al., 2002). Na caracterização do minério do Morro do Chumbo na
MEV foi identificado um sulfoarsenieto de cobre e zinco contendo prata. A presença
de sulfossais do grupo da tetraedrita-tennantita em depósitos do tipo MVT é rara,
pois normalmente a temperatura dos fluidos é muito baixa para transportar cobre
(Ixer & Pattrick, 2003). Gołębiowska et al. (2012) estudando a química mineral dos
minerais do grupo da tetraedrita-tennantita e suas temperaturas de formação,
sugerem que as tennantitas contendo zinco predominam em temperaturas inferiores
a 200°C, o que é concordante com as temperaturas de 145° a 197°C obtidas por
Misi et al. (1999) pelo método de geotermometria isotópica de enxofre nos pares de
esfalerita-galena na mineralização de Pb-Zn de Nova Redenção.
Existem cerca de 200 espécies de sulfossais (Mozgova, 2000; apud Rocha et
al., 2002) que ocorrem nos depósito minerais, o que dificulta na determinação exata
da fase mineral. A estrutura dos minerais do grupo da tetraedrita-tennantita possuem
sítios que podem ser ocupados por cátions uni- di- e trivalentes, como demostrado
na fórmula geral: M+10M2
+2M43+S13
2-. Com base nas análises efetuadas nos grãos de
sulfossal ocorrente no morro do chumbo (Tab. 5), este pode ser classificado como
tennantita contendo zinco, possuindo como fórmula aproximada: Cu10Zn2As4S13. A
prata que ocorre em baixos teores (~1%) deve estar substituindo o sítio univalente
M+ ocupado pelo cobre (Tab.5).
Os grãos de tennantita contendo zinco ocorrem acompanhados por pirita e
são envolvidos por anglesita, o que sugere que eram originalmente inclusões em
galena, e que o processo de blindagem da galena, representado pela anglesita,
ajudou a preservar a tennantita e a pirita. A tennantita ocorre como grãos com
dimensões de 8 μm a 30 μm, anédricos e com bordas irregulares, que sugerem
dissolução de parte dos grãos por fluidos ácidos, como constatado pela presença da
anglesita (Fig. 36). Os processos de oxidação transformam parte da tennantita em
covelita, conforme figura 36. Um perfil químico foi efetuado cortando os grãos de
tennantita, além da galena/anglesita hospedeira para verificar a variação
composicional nesta região. Neste é observado um crescimento dos conteúdos de
77
cobre e arsênio acompanhado por um decréscimo do enxofre nos grãos de
tennantita quando comparados com a galena e anglesita (Fig. 37).
Tabela 5- Resultado da análise química pontual com EDS em tennantita do Morro do
Chumbo.
Elemento Série % em peso
medido % em peso
normalizado % atômica Erro (3 σ)
Carbono K 0,00 0,00 0,00 0,00
Enxofre K 49,30 42,82 61,02 5,37
Oxigênio K 0,00 0,00 0,00 0,00
Cobre K 38,92 33,81 24,31 3,22
Zinco K 7,21 6,26 4,37 0,69
Arsênio K 17,67 15,35 9,36 1,66
Prata L 1,47 1,27 0,54 0,23
Ferro K 0,56 0,48 0,40 0,13
Bismuto L 0,00 0,00 0,00 0,00
Total 115,13 100,00 100,00
Figura 34: Imagens de elétrons retroespalhados (BSE) obtidas na MEV de galena (Ga) com
transformação para cerussita (Cer) nas bordas do grão (blindagem) e ao longo de fraturas.
78
Figura 35: Imagens de elétrons retroespalhados obtidas em MEV de porção parcialmente
preservada da mineralogia primária. Na figura 2a é possível observar grãos de pirita (pi) e
esfalerita (Esf) inclusos em anglesita (Ang)/galena (Ga). A preservação desta mineralogia
original deve-se possivelmente pelo processo de blindagem da galena pela anglesita, que
ajudou a preservar as demais fases minerais. A figura 2b é uma ampliação da 2a onde
mostra a relação de equilíbrio da esfalerita com a galena.
Figura 36: Imagens de elétrons retroespalhados obtidas em MEV da ocorrência de
tennantita (Ss) associada com pirita envolvidas por galena (Ga) transformada para anglesita
(Ang). A preservação parcial desta mineralogia primária deve-se, provavelmente, ao
processo de blindagem da galena pela anglesita. Nesta imagem é possível observar
também o produto da transformação da tennantita, representado pela covelita (Cv), além da
transformação da anglesita para cerussita (Cer).
79
Figura 37: Perfil químico com BSE efetuado na porção de ocorrência dos grãos de
tennantita, que são envolvidos por anglesita da transformação da galena. Este perfil
corresponde ao perfil “A” marcado na figura 35.
5.2.2 Mineralogia Secundária
A mineralogia secundária no Morro do Chumbo é predominante em relação à
mineralogia primária, e está refletindo os processos de supergênese aos quais o
depósito foi exposto no decorrer da sua história. Estes processos de oxidação em
depósitos tipo MVT são muito importantes para a formação dos chamados
“Depósitos não sulfetados de zinco”, e foram amplamente discutidos na edição
especial da revista Economic Geology de 2003 no volume 98(4). Os processos de
oxidação são complexos, pois envolvem diferentes concentrações de elementos na
solução aquosa, além de variações no pH e PCO2, que são os principais
controladores da solubilidade e precipitação de minerais secundários em depósitos
de zinco e chumbo. Com base nos produtos secundários encontrados, texturas e
relação com a mineralogia vizinha são interpretadas as condições as quais os
minerais secundários foram formados.
Na caracterização mineralógico/química das lâminas do Morro do Chumbo foi
identificada a seguinte mineralogia secundária: cerussita > OHF >> anglesita >>
covelita.
80
Cerussita
A cerussita é o mineral secundário mais abundante no Morro do Chumbo, e
apresenta diversas variações texturais e de ocorrência, que sugerem diferentes
condições físico/químicas para a precipitação deste mineral.
Nos grãos de cerussita observados na MEV foram identificadas as seguintes
formas texturais: maciça bandada, maciça homogênea, porosa envolvendo covelita,
maciça associada com OHF, e massas aciculares.
A cerussita com textura maciça bandada (Fig.38) ocorre principalmente ao
longo da borda dos grãos de galena, e representa a transformação da anglesita para
cerussita com o aumento do pH devido aos processos de neutralização dos fluidos
ácidos pelos carbonatos da rocha encaixante.
A cerussita com textura porosa associada com covelita possui uma gênese
difícil de ser determinada, pode ter sido gerada tanto pela transformação direta da
anglesita provocada pelo aumento do pH, como pela precipitação deste mineral
como produto da reação dos íons Pb2+ com CO2 em condições de pH intermediário a
básico (Fig. 38 e 39). A associação com covelita sugere que a PCO2 não foi muito
elevada, pois o aumento da PCO2 favoreceria a formação de malaquita (Cu2CO3(OH))
invés de covelita (CuS).
A textura maciça da cerussita associada com OHF (Fig. 38 e 41) sugere um
momento de pH intermediário a básico, no qual o fluido estava rico em íons Pb2+ e
disponibilidade de CO2 suficientes para precipitar a cerussita juntamente com OHF.
As massas aciculares de cerussita ocorrem como produto da substituição da
anglesita ao longo da clivagem da galena (Fig. 40), na qual a cerussita, pela sua
característica de formar cristais prismáticos alongados, tende a se orientar ao logo
da clivagem. A formação desse tipo de cerussita sugere condições semelhantes ao
da cerussita com textura maciça bandada, formando-se da substituição da anglesita
com aumento do pH, devido aos processos de neutralização.
A textura maciça homogênea em cerussita é observada em locais com grande
disponibilidade de chumbo em pouco espaço disponível (Fig. 41), que é o caso das
galenas que ocuparam pequenos espaços no dolarenito preenchendo pequenas
cavidades e fraturas e sofreram os processos de oxidação sendo transformados
inicialmente para anglesita, enquanto os fluidos estavam com baixo pH, e em
seguida transformados para cerussita quando os fluidos aumentaram o pH com os
processos de neutralização.
81
A análise química pontual com EDS efetuada em cerussita forneceu
conteúdos de O e Pb compatíveis com cerussita (Tab. 6).
Tabela 6- Resultado da análise química pontual com EDS em cerussita do Morro do
Chumbo.
Elemento Série % em peso
medido % em peso
normalizado % atômica Erro (3 σ)
Oxigênio K 29,63 19,85 76,23 10,58
Chumbo M 119,66 80,15 23,77 12,71
Enxofre K 0,00 0,00 0,00 0,00
Carbono K 0,00 0,00 0,00 0,00
Total 149,29 100,00 100,00
Anglesita
A galena quando submetida aos processos de oxidação, em condições de
baixos pH e PCO2 estabiliza anglesita. Este mineral secundário é pouco encontrado
nas amostras do Morro do Chumbo, o que sugere que os processos de
neutralização dos fluidos ácidos pela reação com os carbonatos da rocha encaixante
foram intensos. Nas amostras observadas na MEV, foi encontrado anglesita nas
regiões que, supostamente, tiveram menor acesso aos fluidos oxidantes, ocorrendo
principalmente nas bordas da galena (Fig. 42) e em golfos de alteração (Fig. 36).
Nesses locais ainda é possível observar que a anglesita ajudou a preservar restos
da mineralogia primária (Fig. 35 e 36) pelo seu efeito de blindagem.
As análises químicas pontuais efetuadas nos grão de anglesita tiveram
fechamentos com erros muito altos, possivelmente por problemas no equipamento
no momento das leituras. Por este motivo não serão apresentadas neste trabalho.
Oxi-hidróxidos de ferro
Oxi-hidróxidos de ferro (OHF) são comuns no Morro do Chumbo, e são
representados por limonita e hematita (Moraes Filho et al.,2001). A sua geração em
depósitos de Pb-Zn é atribuída a transformação de sulfetos de ferro, principalmente
pirita, pelos processos de oxidação (Reichert, 2007). A grande quantidade de oxi-
hidróxidos de ferro ocorrente na área sugere que essa transformação foi parte
fundamental nos processos de oxidação, pois deve ter gerado grande quantidade de
ácido sulfúrico, o qual catalisou as transformações minerais do depósito.
82
Os oxi-hidróxidos de Fe observados na MEV apresentam duas texturas
principais: maciça e botrioidal. Aqueles com textura maciça ocorrem acompanhado
por cerussita maciça e devem ter sido precipitados com o aumento do pH devido aos
processos de neutralização dos fluidos ácidos pelos carbonatos da rocha
encaixante. Uma característica deles é a homogeneidade composicional (Fig. 43).
O oxi-hidróxidos de Fe botrioidais ocorrem com glóbulos que variam de 0,1 a
0,5mm e apresentam grande variação composicional, marcada por finas capas
externas, que na MEV apresentam uma tonalidade de cinza mais escuro que o
núcleo (Fig. 44), sugerindo uma diminuição do peso atômico médio. Cerussita ocupa
parte dos interstícios dos glóbulos, muitas vezes em contato com as capas externas,
o que sugere que depois da precipitação dos oxi-hidróxidos de Fe, ocorrida
possivelmente no momento da neutralização, novos fluidos aquosos com pH
intermediário a básico contendo íons Pb2+ e CO2 percolaram entre os glóbulos,
precipitando cerussita e modificando a química da capa externa dos glóbulos
adicionando oxigênio na estrutura, conforme sugere o perfil químico da figura 44.
Nas análises pontuais efetuadas foi possível observar teores em torno de 1% de
chumbo e zinco, que devem estar refletindo a adsorção dos íons Pb2+ e Zn2+ durante
as condições de pH baixo na oxidação (Tab. 7).
Tabela 7- Resultado da análise química pontual com EDS em oxi-hidróxidos de Fe do Morro
do Chumbo.
Elemento Série % em peso
medido % em peso
normalizado % atômica Erro (3 σ)
Oxigênio K 51,13 43,53 73,20 16,43
Silício K 0,58 0,49 0,47 0,15
Ferro K 62,38 53,10 25,58 5,55
Chumbo M 1,78 1,51 0,20 0,27
Zinco K 1,30 1,11 0,45 0,25
Arsênio L 0,31 0,27 0,10 0,13
Total 117,47 100,00 100,00
Covelita
A covelita não é um mineral secundário muito frequente nos depósitos de Pb-
Zn do tipo MVT, pois possui cobre em sua estrutura. A covelita foi observada nas
amostras do Morro do Chumbo em duas situações distintas: na forma de finos
cristais (<5 μm) aciculares englobados por cerussita (Figs. 38 e 39) e na forma de
83
grão anédrico com dimensão de 50 μm, englobado por anglesita em golfo de
corrosão de galena (Figs.36 e 46). Este mineral secundário deve ser o resultado da
transformação da tennantita pelos processos oxidantes. Essa transformação lixiviou
o arsênio e o zinco estabilizando covelita com prata, conforme pode ser conferido na
análise química pontual da tabela 8.
Tabela 8- Resultado da análise química pontual com EDS em covelita do Morro do Chumbo.
Esta análise deve ser avaliada com cuidado, pois a análise teve interferência da mineralogia
encaixante (adição de Pb) devido a dimensão diminuta do cristal analisado (<4 μm).
Elemento Série % em peso
medido % em peso
normalizado % atômica Erro (3 σ)
Enxofre K 64,84 49,93 67,08 7,04
Cobre K 60,79 46,81 31,74 4,96
Prata L 2,92 2,25 0,47 0,44
Chumbo L 1,13 0,87 0,35 0,20
Oxigênio K 0,00 0,00 0,00 0,00
Carbono K 0,00 0,00 0,00 0,00
Total 129,86 100,00 100,00
84
Figura 38: Imagem de elétrons retroespalhados e mapas de distribuição de elementos
obtidos no MEV de minério de chumbo exibindo galena (Ga) e três gerações de cerussita
distintas (Cer1, 2 e 3). a) A imagem de BSE ressalta as diferentes texturas; b) Mapa do
chumbo (Pb-MA) salienta os maiores conteúdos deste elemento na galena. c) Mapa do
enxofre (S-KA) ressaltando a galena; d) Mapa do oxigênio (O-KA) mostrando forte presença
do oxigênio na cerussita; e) Mapa do cobre (Cu-KA) ressaltando a presença de cobre
85
associada com a cerussita 2 devido a presença de finos cristais aciculares de covelita; f)
Mapa do ferro (Fe-KA) ressalta a ocorrência de OHF associados com a cerussita 3.
Figura 39: Detalhe das diferentes texturas em cerussita vista na figura 38, ressaltando
cerussita 2 associada com covelita em imagem de elétrons retroespalhados (a) e no mapa
do cobre (b).
Figura 40: Imagens de elétrons retroespalhados de cerussita formando massas aciculares
(a), com crescimentos ocupando a clivagem da galena (visão geral 40a, detalhe 40b).
86
Figura 41: Imagem de elétrons retroespalhados e mapas de distribuição de elementos
obtidos no MEV de minério de chumbo preenchendo cavidade de dolarenito do Morro do
chumbo. a) A imagem de BSE ressalta a galena (Ga) com bordas transformadas para
cerussita (Cer) envolvida pelo dolarenito (Dol); b) Mapa do chumbo (Pb-MA) salienta os
maiores conteúdos deste elemento na galena e na cerussita; c) Mapa do enxofre (S-KA)
ressalta a galena em relação à cerussita; d) Mapa do ferro (Fe-KA) ressalta a ocorrência de
OHF associada principalmente com cerussita; e) Mapa do silício (Si-KA) ressaltando a
87
presença de quartzo microcristalino associado ao dolarenito e acompanhando a
mineralização de chumbo; f) Mapa do cálcio (Ca-KA) mostrando a presença desse elemento
na rocha encaixante.
Figura 42- Imagem de elétrons retroespalhados e mapas de distribuição de elementos
obtidos no MEV de galena (Ga) parcialmente transformada para anglesita (Ang) e cerussita
(Cer), associada com oxi-hidróxido de Fe botrioidal. a) A imagem de BSE destaca a galena
(Ga) reliquiar com anglesita (Ang) em golfo de corrosão e predominância da cerussita (Cer)
88
associados com OHF botrioidal; b) Mapa da composição da imagem BSE com os mapas
dos elementos Pb, S, Fe, Zn, Cu, As e Si, neste é possível observar a ocorrência de uma
fina borda de anglesita envolvendo a galena além desta no golfo de corrosão, e a variação
composicional dos glóbulos do OHF; c) Mapa do chumbo (Pb-LA) salienta os maiores
conteúdos deste elemento nos minerais de chumbo; d) Mapa do enxofre (S-KA) ressalta a
galena e anglesita em relação à cerussita; e) Mapa do ferro (Fe-KA) ressalta a ocorrência de
OHF botrioidal; f) Mapa do silício (Si-KA) ressaltando a presença de quartzo microcristalino
associado ao OHF sugerindo possível precipitação concomitante.
Figura 43- Imagens de elétrons retroespalhados de cerussita maciça associada com OHF
maciço e homogeneo sugerindo a precipitação concomitante devido ao aumento do pH da
solução como resultado dos processos de neutralização dos fluidos ácidos pelos carbonatos
da rocha encaixante.
89
Figura 44- Imagens de elétrons retroespalhados de OHF botrioidal, ressaltando a variação
composicional dos glóbulos e a presença de cerussita tardia ocupando os interstícios.
Figura 45: Perfil químico com BSE efetuado na porção de OHF botrioidal, ressaltando a
variação composicional dos glóbulos, marcada por uma fina capa externa caracterizada pela
diminuição dos teores de Fe acompanhado pelo aumento do oxigênio. Este perfil
corresponde ao perfil “A” marcado na figura 44.
90
Figura 46: Perfil químico com BSE efetuado em golfo de corrosão de galena, mostrando a
transformação da galena para anglesita marcada pelo decréscimo dos conteúdos de
enxofre, além da presença de um grão de covelita que exibe um aumento dos conteúdos de
cobre acompanhado por um decréscimo dos conteúdos de oxigênio. Este perfil corresponde
ao perfil “B” marcado na figura 36.
91
6 CONCLUSÕES E CONSIDERAÇÕES FINAIS
A compilação dos trabalhos existentes sobre o depósito de Pb-Zn de Nova
Redenção somado aos novos dados obtidos neste trabalho, envolvendo a geologia
da mineralização ocorrente no Morro do Chumbo e a caracterização
mineralógica/química desta com auxilio de difratometria de raios-X e microscopia
eletrônica de varredura, possibilitou o entendimento dos processos supergênicos
superimpostos na área. A mineralização de Pb-Zn ocorrente no Morro do Chumbo
foi estudada por Gomes (1998), Misi et al.(1999), Gomes (2005), Misi et al. (2005),
Coelho et al. (2005) e foi interpretada como um possível depósito do tipo Irlandês
hospedado em rochas carbonáticas, depositado entre 400Ma e 600Ma em
temperaturas variando de 140ºC a 220ºC e salinidades da ordem de 10% a 25% de
NaCl equivalente.
O detalhamento do Morro do Chumbo permitiu observar que as rochas
carbonáticas hospedeiras da mineralização no Morro do Chumbo são constituídas
por dolarenitos e dolomitos evaporíticos, que abrigam a mineralização em bolsões,
preenchendo fraturas, encaixada em zonas de falhas e de cisalhamento rúptil
(direção NW-SE) formando brechas/cangas cerussíticas, bem como substituindo a
matriz da encaixante.
Na quantificação dos minerais de minério por difratometria de raios X foi
possível observar a predominância de cerussita no minério, com
cerussita>>quartzo>goethita>galena.
A caracterização mineralógico/química dos minerais de minério com auxilio da
MEV possibilitou identificar os minerais primários representados por galena,
esfalerita, pirita e tennantita e, como mineralogia secundária, cerussita, oxi-hidroxido
de ferro, anglesita e covelita.
A galena é o mineral primário mais abundante no Morro do Chumbo, e deve
ter sido parcialmente preservada devido à formação de anglesita nas bordas dos
grãos (blindagem). A presença abundante de oxi-hidróxidos de ferro no minério
oxidado sugere que a pirita deve ter sido uma fase importante na mineralogia
primária, e que pode ter contribuído muito na geração de ácido sulfúrico no estágio
de oxidação. A esfalerita é observada somente nas porções mais preservadas do
minério, pois é muito susceptível aos processos de oxidação, sendo facilmente
92
lixiviada no meio ácido. Foi encontrado um sulfoarsenieto de cobre e zinco
classificado como tennantita de zinco. Esta fase se forma somente em temperaturas
inferiores a 200°C (Gołębiowska et al., 2012), o que é concordante com as
temperaturas obtidas na mineralização de Pb-Zn de Nova Redenção por Gomes
(1988) e Misi et al. (1999) em inclusões fluidas de esfalerita (150 a 220°C, moda
185°C), e por geotermometria isotópica de enxofre nos pares de esfalerita-galena
(145 a 197°).
A mineralogia secundária no Morro do Chumbo é predominante em relação à
mineralogia primária, com cerussita > óxido-hidróxidos de Fe >> anglesita >>
covelita. A cerussita ocorre formando agregados com texturas maciça bandada,
maciça homogênea, porosa envolvendo covelita, maciça associada com OHF e
massas aciculares, que marcam diferentes condições da solução e que envolvem,
principalmente, variações na disponibilidade Pb2+, PCO2 e pH. A anglesita é rara,
encontrada nas porções mais preservadas do intemperismo, principalmente nas
bordas dos grãos e golfos de corrosão em galena. Os oxi-hidróxidos de Fe ocorrem
com texturas maciça e botrioidal que refletem as condições de precipitação,
apresentando conteúdos de Zn e Pb ~1% devido a adsorção desses elementos no
meio ácido. Foi encontrado covelita ora envolvida por anglesita, ora associada com
cerussita, que deve ter sido formada da transformação da tennantita no estágio de
oxidação com a lixiviação do Zn2+ e As3+ em meio ácido.
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