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