4.4.1 Média dos elementos maiores das Formações Ferríferas
Formações ferríferas são sedimentos químicos com altos teores de Fe total (variando de 20 a 40% em peso) e SiO (variando de 34 a 56% em peso) e quantidades muito menores
de CaO, MgO, MnO, Al2O3, Na2O, K2O, e P2O5. Os teores de CaO, MgO, e MnO refletem a
presença de carbonatos em formação ferrífera, e Al2O3, Na2O, e K2O estão alojados
principalmente em silicatos. Os valores de CaO e MgO variam, respectivamente, de 1,75 a 9,0 e 1,2 a 6,7% em peso. O teor de MnO é, geralmente, muito pequeno, variando de 0,1 a 1,15% em peso. Al2O3 varia de 0,09 a 1,8% em peso. Os conteúdos de Na2O (0 a 0,8% em peso) e
K2O (0 a 1,15% em peso) são baixos. Essas variações estão embasadas numa grande base de
dados analíticos, relatada em Klein e Beukes (1992). Há uma similaridade para todas as médias químicas, exceto para as Formações ferríferas de Rapitan e Urucum (KLEIN; LADEIRA, 2002).
As rochas sedimentares ricas em Fe podem ser associadas com depósitos de metais comuns hospedados em rochas vulcânicas e que podem conter consideráveis componentes detríticos clásticos (PETER, 2003). A química total dessas rochas mostra grandes quantidades de Al2O3 (cerca de 6-7% em peso), com máximos de até 20,8, 16,7 e 20,4% em peso para
diferentes litologias ricas em Fe; e níveis de elementos traço altamente elevados para metais como Co, Cr, Cu, Pb, Zn, e S. Todos esses elementos traços têm teores extremamente baixos nas formações ferríferas discutidas (KLEIN; BEUKES, 1992). Segundo Peter (2003), a mineralogia total dessas rochas ricas em sulfetos e em Fe é muito diferente e descreve essas rochas ricas em Fe como exalitos que foram precipitadas em proximidade muito estreita com aberturas hidrotermais submarinhas.
4.4.2 Elementos traços nas formações ferríferas
O comportamento de alguns elementos traços varia em função condições de diagênese em função do Ph e Eh durante o soterramente. Metais sensitivos a condições de mudanças devido à oxidação, tais como U, V e Mo, são insolúveis e concentrados, preferencialmente, em sedimentos sob condições anóxicas, ou por processos de re-oxidação (TRIBOVILLARD et al., 2006). A concentração e proporção de elementos traços é um fator importante para investigar as condições redox do ambiente de sedimentação, a exemplo da utilização das relações que se destacam: Urânio autigênico [(U autigênico) = (total U) – (Th/3)], U/Th e Ni/Co (Jones &Manning, 1994).
4.4.3 Elementos Terras Raras nas Formações Ferríferas
A possibilidade e questionamento de formação de depósitos de Fe como um resultado da derivação de Fe a partir de intemperismo e transporte por rios para uma bacia sedimentar (HOLLAND,1973) e estudos desmonstram que fonte de Fe e sílica como inserção hidrotermal para o oceano profundo (FRYER,1983). Em tais estudos de elementos terras raras (ETRs) de formações ferríferas, concluiu-se que águas hidrotermais contendo Fe e SiO2 abundantes são
liberadas para o mar profundo num oceano estratificado por densidade (KLEIN; BEUKES,1989). Essa assinatura hidrotermal foi transmitida para água oceânica mais rasa por ascensão.
Perfis de ETRs determinados por Análise de Ativação Neutrônica Instrumental (INAA) normalizados com os valores do Folhelho Norte Americano (NASC; GROMET et al., 1984) para formações ferríferas, de idades variadas, mostra uma anomalia positiva de Eu claramente definida num perfil de ETRs com uma inclinação de fundo total que reflete depleção de ETRs leves e enriquecimento em ETR’s pesados (Figura 6a – 6e). As aparentes anomalias negativas de Ce que aparecem em muitos dos padrões não são interpretadas como anomalias negativas verdadeiras, devido à grande variação em acurácia analítica em determinações de Ce por INAA em amostras ricas em Fe (Bau e Moller, 1993). Yamaguchi et al. (2000) relatam que as falsas anomalias negativas de Ce podem ser o resultado de anomalias positivas de La como obtidas para ETR por Espectroscopia de Massa de Plasma Acoplado Indutivamente (ICP-MS).
Anomalias negativas reais de Ce são interpretadas como refletindo um ambiente oxidante. O perfil de ETRs de Isua pode ser reproduzido ao se misturar a assinatura de ETRs de soluções hidrotermais modernas de alta temperatura com água do mar do Atlântico Norte Dymek e Klein (1988), usando uma proporção água do mar: hidrotermal de 100:1. Esses autores demonstram isso e a curva tracejada de mistura 100:1 é mostrada na Figura 6a. Baseado nisto, levou-se à conclusão de que o padrão de ETRs das formações ferríferas de Isua é o resultado de precipitação química de soluções que representam misturas de água do mar e fluido hidrotermal. Os oceanos arqueanos apresentavam suas características de ETRs dominada por inserção hidrotermal (FRYER et al., 1979). Além disso, há uma diminuição do tamanho da anomalia positiva de Eu com idade descrescente das formações ferríferas (BAU; MOLLER,1993) e esse decréscimo é o resultado da diminuição da temperatura das soluções hidrotermais, como reflexo de temperatura decrescente no manto superior (Figura 6a – 6e).
Os perfis de ETRs nas formações ferríferas neoproterozoicas de Urucum e Rapitan são distintamente diferentes das formações ferríferas paleoproterozoica e arqueana. As amostras estão depletadas em ETRs leves, e carecem de uma anomalia positiva clara de Eu (Figura 6f e 6g). As plotagens são similares aos padrões de ETRs para folhelhos e ao perfil de ETRs de água oceânica moderna (Figura 6g). A partir disso, é concluído que a fonte Fe seja de origem hidrotermal profunda, como foi em sequências de Formações ferríferas mais antigas. No entanto, a componente hidrotermal parece ter sido diluída do que nas sequências de formações ferríferas paleoproterozóica e arqueanas.
Figura 6a - 6g. Comparação de padrões ETR’s utilizando NASC como normalizador nas formações ferríferas
precambrianas de várias idades. As Formações ferríferas específicas e suas idades são dadas ao longo dos perfis de ETRs; a) A ilustração da BIF de Isua mostra também uma curva de mistura de água do mar com fluido hidrotermal de 100:1, onde um fator de multiplicação de 106 foi usado para os valores de ETR’s originais de água do mar); g) Os perfis de ETRs da IF Rapitan são acompanhados por uma curva de ETRs para moderna água do mar em 100 m, multiplicados por 106 (Klein e Beukes, 1993b; citados por Klien, 2005). Outras referências: b) e c) Klein e Ladeira, 2000; d) Klein e Beukes, 1989; e) Beukes e Klein, 1990; f) Klein e Ladeira, 2004