UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA

JOFRE DE OLIVEIRA BORGES

GEOLOGIA DO DISTRITO MANGANESÍFERO DE URANDI-LICINIO DE ALMEIDA: RESULTADOS

PRELIMINARES

Salvador - BA

2008

ii

JOFRE DE OLIVEIRA BORGES

GEOLOGIA DO DISTRITO MANGANESÍFERO DE URANDI-LICINIO DE ALMEIDA: RESULTADOS

PRELIMINARES

Monografia apresentada requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia pela Universidade Federal da Bahia.

Orientador: Prof.ª Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz Co-orientador: Johildo Salomão Figueiredo Carbosa

Salvador - BA

2008

TERMO DE APROVAÇÃO

JOFRE DE OLIVEIRA BORGES

GEOLOGIA DO DISTRITO MANGANESÍFERO DE URANDI-LICINIO DE ALMEIDA: RESULTADOS

PRELIMINARES

Trabalho Final de Graduação aprovado como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia , pela seguinte

banca examinadora:

1° Examinador – Profª Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz - Orientador Instituto de Geociências, UFBA.

2º Examinador - Profª Dra. Ângela Beatriz de Menezes Leal Instituto de Geociências, UFBA

2º Examinador – Violeta de Souza Martins Companhia Baiana de Pesquisa Mineral, CBPM

Salvador, 05 de Dezembro de 2008

iv

Dedico este trabalho especialmente e com muito amor a minha mãe, Tânia Matildes

de Oliveira Borges e ao meu pai, José Carlos Borges. Estes foram de suma

importância na formação da minha personalidade e formação profissional. Amo

meus pais acima de tudo.

AGRADECIMENTOS

É com grande satisfação e alegria que eu chego a este posto. Neste momento quero dedicar todo o meu contentamento primeiramente a Deus, pois sem ele com certeza nada teria ocorrido.

Em seguida queria dedicar aos meus pais, Tânia Matildes de Oliveira Borges, e José Carlos Borges por estarem sempre vivos e me incentivando a cada dia para nunca desistir. A eles eu devo tudo, mas tudo mesmo, desde o primeiro carinho e presente, até o último castigo.

Dedico com muito amor a minha irmã Joice, pois sempre me apoiou e me escaldou quando não estudava.

A Luffy, o meu cachorro, por sempre me receber com carinho e amor todos os dias quando chegava em casa.

Também não posso esquecer do meu parceiro e segundo pai Pintinho, este cara sempre me ouviu e me deu conselhos.

A minha queria Avó, pois sempre vinha sorrindo com muito amor acreditando no seu neto.

Também não deixo de esquecer aos meus outros familiares, sobretudo a minha tia Zil e meu grande primo e parceiro para toda a vida Pedro Bomba, a este também devo muito na minha vida.

Aos meus orientadores Simone Cruz e Johildo Barbosa que fizeram o seu papel sendo extremamente rigorosos

Também aos professores Telésforo, Aroldo Sá, Maria de Lourdes, Ângela, Felix, Castro, Carlson e Violeta por serem ótimos profissionais.

Aos meus amigos da faculdade Jailma e Josafá por me ajudar muito na composição deste trabalho, a Andrezão, Gilcimar, Eraldo, Goiaba, Natana, Fortran, Rodrigo, Murilo, Metafórmica, Carlos Emanuel, Joilma, Carlito, Potugal, Andreza, Zilda, Elisa, Fernandinha, Aj, Denise, Bruno Madmax por sempre serem verdadeiros.

Aos meus inesquecíveis amigos Braba, Alexandro, Diego Grande, CC, Arnor, Bartola, Juranda, Cabelo, Luciana, Baby, Nibelo, Levisão, estes nunca esquecerei por todos os momentos vividos.

Desejo também toda minha gratidão, como muito amor, a minha eterna

namorada e companheira Ana Luiza da Silva Xavier, por me ajudar muito neste

trabalho além de me aturar e ser uma pessoa bastante amável e sincera.

vi

RESUMO

O distrito ferro-manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida hospeda as maiores

ocorrência de manganês do Estado da Bahia. O objetivo geral deste trabalho é

contribuir com o entendimento dos aspectos geológicos e metalogenéticos do

Distrito em questão. Desse modo, foram selecionadas três minas do sub-distrito

Caetité-Licínio de Almeida, quais sejam, Lagoa D’anta, Colônia e Riacho Comprido e

Passagem, e uma mina do sub-distrito de Urandi, denominada de Barreiro dos

Campos. A mina de Lagoa D’anta compreende a uma formação ferro-manganesífera

com altos teores de Fe

O

. O proto-minério é do tipo óxido. As encaixantes

imediatas são classificadas itabiritos e xistos, sendo comum a paragênese grunerita-

cummingtonita e quartzo. Na ocorrência de Colônia e Riacho Comprido o minério

manganesífero é da fácies silicato (Gondito), marcado pela presença da

espessartita. Na mina da Passagem o proto-minério também é da fácieis silicato,

estando encaixado em granada-cianita-anfibolito-biotita Xisto. No sub-distrito de

Urandi, o depósito de Barreiro dos Campos é da fácies carbonato, marcado pela

rodocrosita. Os estudos petrológicos permitiram a identificação das paragêneses

quartzo+grunerita-cummingtonita+granada, sugerindo condições metamórficas de

fácies anfibolito. A análise estrutural permitiu a identificação de duas fases

deformacionais. Na primeira, F1, foi subdivida em três estágios distintos. No primeiro

foi nucleada uma foliação milonítica S0 //S1’, em contexto tectônico incerto. No

segundo rampas de empurrão e zonas de cisalhamento intraestratais levaram à

formação da foliação milonítica S0 //S1’ // S1”, cujos indicadores de movimento

sugerem transporte tectônico para NW. No terceiro estágio um conjunto de

sinformes e antiformes foram gerados, com vergência para NW. A segunda fase

deformacional levou à formação de um conjunto de fraturas de cisalhamento

compressional. Segundo consideração deste trabalho, os depósitos em questão

depositaram-se numa bacia marinha, em condições plataformais, com fonte primária

destes metais de origem hidrotermal. Entretanto, tais deduções são alvo de

controvérsias, pois os eventos tectono-metamorficos, ocorridos no Neoproterozóico,

e ação da supergênese, no Fanerozóico, podem ter remobilizado e reconcentrado os

elementos, mascarando as sua assinaturas originais.

SUMÁRIO

ÍNDICE DE FIGURAS vii INDICE DE FOTOGRAFIAS xi

ÍNDICE DE TABELAS xv

CAPÍTULO 1 – ASPECTOS INICIAIS 18

1.1 Introdução 18

1.2 Contextualização do problema 20

1.3 Objetivos 20

1.4 Localização da Área de Trabalho 22

1.5 Justificativa 22

1.6 Método de Trabalho 23

1.6.1 Levantamento Bibliográfico 23

1.6.2 Trabalhos de mapeamento e caracterização das minas 23 1.6.3 Estudos petrográficos e microestrutural 23 1.6.4 Estudos litogeoquímicos do protominério 24 1.7 Organização da Monografia 24

CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL 25

2.1 Introdução 25

2.2 Unidades Litoestratigráficas 26

2.2.1 Embasamento do Bloco Gavião 28

2.2.2 Plutônicas Ácidas e Básicas 33

2.2.3 O Supergrupo Espinhaço 35

2.2.4 O Supergrupo São Francisco 39

2.2.5 Evolução Tectônica 40

CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA DAS MINAS 44

3.1 Introdução 44

3.2 Geologia do Manganês: Aspectos Genéticos 44

3.3 Geologia das Minas Selecionadas 51

viii

3.4 Descrição das Minas Visitadas 52

3.4.1 Mina Lagoa D’anta 53

3.4.2 Mina Colônia e Riacho Comprido 69

3.4.3 Mina Passagem 74

3.4.4 Mina Barreiro dos Campos 78 3.5 Geologia Estrutural da Minas Visitadas 85

3.6 Metamorfismo 93

3.7 Litogeoquímica: parâmetros preliminares de análise 96

3.7.1 Introdução 96

3.7.2 Caracterização Litogeoquímica 97 3.8 Evolução do Depósito de Manganês do Distrito Manganesífero de Urandi-

Licinio de Almeida 104

CAPÍTULO 4 – CONCLUSÕES 106

ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 1.2: Localização das minas do distrito Manganesífero de Urandi-Licinio de Almeida. Modificado de Rocha (1991). Em verde estam localizadas as minas

estudadas. 21 Figura 1.3: Mapa de localização da área de estudo, com a indicação dos distritos

estudados. 22 Figura 2.1: O Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental no cenário do Gondwana,

reconstruído pela justaposição de modelos digitais de terreno da porção leste do Brasil e costa oeste africana. L: Luanda; C: Cabinda; S: Salvador (Brasil). No retângulo em vermelho observa-se a área de estudo. 26 Figura 2.2: Mapa geológico/estrutural do Corredor do Paramirim.. ZCBC- Zona de cisalhamento Brumado-Caetité, ZTI- Zona de transferência de Itanajé, ES- Espinhaço Setentrional, CD- Chapada Diamantina, SRP- Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí), SG- Serra Geral. O limite do Corredor do Paramirim está demarcado pela linha tracejada. Extraído de Cruz & Alkmim (2006). Em vermelho, a

área de trabalho. 27

Figura 2.3: Mapa geológico da porção nordeste do Cráton do São Francisco com ao

principais compartimentos tectônicos. 30

Figura 2.4: Mapa geológico simplificado do Bloco Gavião na região de Brumado, destacando os granitóides estudados (Adaptado de Barbosa & Dominguez 1996). 1- Coberturas fanerozóicas. Neoproterozóico: 2- Supergrupo São Francisco (Grupo Una). Mesoproterozóico: Supergrupo Espinhaço (SGESP), 3- Grupos Paraguaçu e Chapada Diamantina, 4- Complexo ígneo-metamórfico Lagoa Real.

Paleoproterozóico: 5- Granitóides (granitos, granodioritos e monzogranitos); CA=

Caculé, ES= Espírito Santo, IG= Iguatemi, RP= Rio do Paulo, SF= Serra da Franga, UM= Umburanas, GA= Gameleira, RPE= Riacho de Pedras. Arqueano: 6- Greenstone belt de Contendas Mirante, 7- Seqüências greenstone belt do Bloco Gavião (GBU= Greenstone belt de Umburanas, IB= Complexo Ibitira-Brumado), 8- Granitóides (tonalitos, granitos e granodioritos); LM= Lagoa da Macambira, MP=

Malhada de Pedras, SE= Serra do Eixo, MA= Mariana, SV= Sete Voltas, SP= Serra

dos Pombos, LMO= Lagoa do Morro, JU= Jussiape; 9- Terrenos gnáissicos-

migmatíticos da suíte TTG (tonalitos, trondhjemitos e granodioritos) com a presença

x

subordinada de paragnaisses. Z.C.= Zonas de cisalhamentos. Falhas de

empurrão. 31 Figura 2.5: Mapa Geológico do Estado da Bahia simplificado, mostrando os

principais terrenos Greenstone Belt e Seqüências Vulcanossedimentares. Fonte:

Modificado de Silva & Cunha (1999). 32

Figura 2.6: Coluna estratigráfica resumida com os principais compartimentos litoestratigráficos, ambiente tectônico e deposicional do Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina. Fonte: Guimarães et. al. (2005). 36 Figura 2.7: Coluna estratigráfica esquemática da bacia do Espinhaço Setentrional, mostrando os principais sistemas deposicionais e os ambientes tectônicos. Legenda:

1 a 3 – Estratificação cruzada: 1 Acanalada, pequeno porte; 2 –Acanalada, grande porte; 3-Hummocky; 4-Laminação plano-paralela; 5 –Laminação plano-paralela com marcas onduladas; 6 –Formação ferro-manganesífera do embasamento. Modelos deposicionais: A - Ambiente marinho profundo (possível talude), com lobos turbidíticos; B-Ambiente litorâneo (shoreface). Com tempestades; C- Ambiente continental fluvioeólico; D - Plataforma marinha rasa. Fonte: Rocha et. al. (1998) 37 Figura 2.8: Seção geotectônica E-W da porção SSE-SSW da Bahia, mostrando a estruturação das unidades geotectônicas paloproterozóicas. Modificado de Barbosa

& Sabaté (2004). 42

Figura 2.9: Modelo de interação entre o Aulacógeno do Paramirim e Orógeno Araçuaí, proposto por Cruz & Alkmim (2006). 43 Figura 3.1: Campo de estabilidade de óxidos e carbonatos de manganês em bacias

sedimentares. Extraído de Krauskopf (1979). 46

Figura 3.2: Distribuição dos depósitos de manganês no tempo geológico. Observa- se que entre 2.5 e 2.0 Ga é onde se concentram os maiores depósitos de manganês

no mundo. Modificado de Veizer et. al. (1989) 48

Figura 3.3: Representação esquemática do modelo de deposição de manganês em oceanos estratificados com variação do nível eustático do oceano. Modificado de

Roy (2006). 50

Figura 3.4: Diagrama Eh-pH mostrando os campos de estabilidade para os minerais

de manganês mais comuns em ambiente supergênico. (Fonte Krauskopf, 1957). 51

Figura 3.5: Croqui esquemático da mina de Lagoa D’anta exibindo onde foram

realizados os perfis geológicos (L1, L2 e L3). 54

Figura 3.6: Seção geológica L1 na mina de Lagoa D’anta mostrando a disposição

dos litotipos. 55

Figura 3.7: Seção Geológica L2 na mina de Lagoa D’anta 55 Figura 3.8: Seção geológica L3 na mina de Lagoa D’anta. 56 Figura 3.9: Poligonal demarcando o perímetro da Mina da Colônia e Riacho

Comprido. 69 Figura 3.10: Seção geológica da mina Colônia e Riacho Comprido (CRC) mostrando

a disposição das quatro unidades observadas. 71

Figura 3.11: Croqui esquemático da mina da Passagem. 75 Figura 3.12: Croqui esquemático da mina da Passagem com a distribuição das suas

estruturas. 76 Figura 3.13: Bloco Diagrama na mina da passagem com as unidades identificadas.

76 Figura 3.14: Croqui esquemático da mina de Barreiro dos Campos. 79 Figura 3.15: Seção geológio-estrutural da área de estudo, com posicionamento estrutural das minas de Mn do Distrito de Licínio de Ameida, na serra do Espinhaço

Setentrional. 86 Figura 3.16: Modelo deformacional da área especificando as fases defomacionais,

seus estágios e a cinemática. 88

Figura 3.17: Diagramas esterográficos de estruturas planares e lineares da Mina de

Lagoa D’anta. (a) Diagrama de estruturas planares (S0//S1’//S1’’), (b) diagrama de

estruturas lineares (Lbn) e (c) diagrama de estruturas lineares (Lx). 91

Figura 3.18: Diagrama estereográfico sinóptico com estruturas planares e lineares

da Mina de Passagem. (a) diagrama de estruturas planares (Sn) e (b) diagrama de

estruturas lineares (Lx). Hemisfério inferior. 92

Figura 3.19: Modelo estrutural esquemático da mina da Passagem. 92

Figura 3.20: Diagramas estereográfico sinóptico das medidas de foliação (Sn) e

lineação de estiramento mineral (lx). Em (a) estereograma da foliação Sn e em (b)

estereograma de lineação de estiramento mineral Lx. Hemisfério inferior. 92

Figura 3.21: Diagramas estereográficos sinóptico de fraturas de cisalhamento e

decomposição vetorial sugerindo direção de esforço principal. (a) Fraturas de

cisalhamento reversa dextral, medida no plano, (b) fratura de cisalhamento reversa

dextral, medida na linha, (c) fratura de cisalhamento reversa sinistral, medida no

xii

plano, (d) fratura de cisalhamento reversa sinistral, medida na linha e (e) direção do

esforço principal. Hemisfério inferior. 93

Figura 3.22 - Diagrama petrogenético para o sistema F-A-H-S em rochas pelíticas.

Fonte: Burcher & Frey (2002). 95

Figura 3.23: Padrão geoquímico de formação ferrífera da fácies óxido, Garumahishani, Orissa Índia. As amostras encontram-se normalizadas no normalizador PAAS. Fonte: Bhattacharya et al. (2007) 99 Figura 3.24: Padrão geoquímico de elementos Terras Raras para a mina de Lagoa D’anta. As amostras foram normalizadas no PAAS normalizador. 100 Figura 3.25: Gráfico discriminante de Si x Al, proposto por Choi e Hariya (1992), para determinar a fonte do manganês. A marcação em “X” compreennde a mina de

Colônia e Riacho Comprido. 102

Figura 3.26: Gráfico Si x Al, sugerido por Choi e Hariya (1992), diferenciando os depósitos de manganês do tipo hidrogeno e hidrotermal. Notar a marcação em “X”

que corresponde a amostra JC-02 da mina de Colônia e Riacho Comprido. 103 Figura 3.27: Gráfico Na x Mg, suposto por Nicholson (1988), diferenciando o tipo de bacia que gerou os depósitos de manganês. Observar a marcação em “X”

compreendendo a mina de Colônia e Riacho Comprido. 103

Figura 3.28: Modelo deposicional sugerido para os depósitos de ferro e manganês

do Distrito Ferro-Manganesífero de Urandi-Caetité Licínio de Almeida. 104

ÍNDICE DE FOTOGRAFIAS

Fotografia 3.1: Vista geral da escavação principal da Mina de Lagoa D’anta. 53 Fotografia 3.2: grunerita-cummingtonita Itabirito jacobsítico, unidade J7L1. 57 Fotografia 3.3: Micrografia da rocha J7L1 mostrando os óxidos de ferro e manganês (Fe e Mn), estes exibindo hábito por vezes acicular (círculo verde em destaque), e minerais de quartzo (Qz). A Fotografia é apresentada em luz polarizada. 57 Fotografia 3.4: biotita-granada-tremolita Xisto J8L1 com coloração esverdeada e

aspecto anisotrópico. 58

Fotografia 3.5: Aspecto petrográfico da unidade J8L1, em luz plana e polarizada.

Notar os porfiroblastos de granada (Grt) e a matriz nematoblástica marcada pelos

cristais de tremolita (Tr). 59

Fotografia 3.6: Aspecto petrográfico da unidade J8L1, em nicóis cruzados. Notar os porfiroblastos de granada (Grt) e a matriz nematoblástica marcada pelos cristais de

tremolita (Tr) 59

Fotografia 3.7: Unidade J1L3, mostrando sua coloração e disposição no afloramento.

60 Fotografia 3.8: Aspecto textural da biotita–cianita-Xisto. Notar matriz composta por tremolita (Tr) e biotita (Bt). A imagem é mostrada em nicois crusados. 61 Fotografia 3.9: Rocha J2L3 com coloração preto-acinzentada e aspecto isotrópico. 62 Fotografia 3.10: Caracterização microscópica da rocha grunerita-cummingtonita- calcita Xisto (J2L3), mostrando os minerais de calcita (Cal) com geminação polisintética e contatos retos, caracterizando uma textura poligonal. A Fotografia

apresenta-se em nicóis cruzados. 62

Fotografia 3.11: Fotomicrografia da unidade J2L3 mostrando porfiroblastos de biotita (Bt) tendo minerais opacos inclusos, indicado na seta. Imagem e luz plano polarizada. 63 Fotografia 3.12: Fotomicrografia da unidade J2L3 mostrando porfiroblastos de biotita (Bt) tendo minerais opacos inclusos, indicado na seta. Fotografia em nicóis

cruzados. 63

Fotografia 3.13: Aspecto petrográfico da unidade J4L3. Notar os minerais opacos,

que correspondem aos óxidos de ferro e manganês (Fe e Mn), exibindo formato

xiv

irregular, e os cristais de quartzo (Qtz) caracterizando uma textura granoblástica

granular. Imagem em luz plano polarizada. 64

Fotografia 3.14: Aspecto petrográfico da unidade J4L3. Notar os minerais opacos, que correspondem aos óxidos de ferro e manganês (Fe e Mn), exibindo formato irregular, e os cristais de quartzo caracterizando uma textura granoblástica granular.

A imagem em nicóis cruzados. 64

Fotografia 3.15: Porfiroblasto de óxido de ferro e manganês, indicado na seta, já exibindo sinais de supergênese, denunciada pelos cristais com fáceis irregulares.

Imagem em luz plana polarizada. Notar na parte superior da imagem um aglomerado

de grãos de quartzo (Qtz) 65

Fotografia 3.16: Rocha grunerita-cummingtonita Itabirito, da unidade J5-3L3, expondo alto grau de alteração supergênica. Observar o formato anaedral dos cristais. A Fotografia esta em luz plana e polarizada. 65 Fotografia 3.17: Fotomicrografia da unidade J6L3 mostrando os minerais de quartzo (Qtz) e grunerita-cummingtonita (Gr-Cum), além dos halos de alteração pretos entre os grãos da rocha, indicado na seta. Imagem em luz plano polarizada. 66 Fotografia 3.18: Fotomicrografia da unidade J6L3 mostrando os minerais de quartzo (Qtz) e grunerita-cummingtonita (Gr-Cum), além dos halos de alteração pretos entre os grãos da rocha, indicado na seta. Imagem em nicóis cruzados 66 Fotografia 3.19: Unidade J6L3, com coloração amarela-amarronzada e aspecto anisotrópico marcada pela foliação metamórfica/deformacional. 67 Fotografia 3.20: Fotomicrografia da unidade J6L3 mostrando os minerais que compõe a rocha. Na fotografia é possível observar um agregado de grãos de quartzo, na porção central da imagem, e óxido de ferro e manganês (Fe e Mn) em

nicóis cruzados. 68

Fotografia 3.21: Aspecto petrográfico da unidade J6L3. Notar os óxidos de ferro e manganês preenchendo as fraturas da rocha, causada pela supergênese (indicado na seta amarela) e halos de alteração da grunerita-cummingtonita (Gr-Cum) em cor alaranjada (especificada na seta vermelha). Observar no canto superior direito os

minerais de quartzo (Qtz). 68

Fotografia 3.22: Mina Colônia e Riacho Comprido em alto estado de abandono. 70

Fotografia 3.23: Minério manganesífero do tipo silicato (Gondito) enriquecido pela

supergênese mostrada pela presença de fraturas. 72

Fotografia 3.24: Fotomicrografia do Gondito (JC-02) onde é possível observar os minerais de espessartita (Spst) alterando para óxido de manganês supergênico (minerais opacos). Fotografia em luz plana polarizada. 72 Fotografia 3.25: Análise petrográfica da rocha JC-02 evidenciando os minerais de quartzo (Qtz) exibindo contatos retos. Representação em luz plano polarizada. 73 Fotografia 3.26: Análise petrográfica da rocha JC-02 evidenciando os minerais de quartzo (Qtz) exibindo contatos retos. Imagem em nicóis cruzados. 73 Fotografia 3.27: Quartzitos com lentes de manganês. 73 Fotografia 3.28: Blocos rolados de manganês, no topo da seqüência, imersos numa

matriz areno-argilosa. 74

Fotografia 3.29: Aspecto geral da Mina da Passagem. 75 Fotografia 3.30: Contado brusco entre o granada-xisto e a formação manganesífera.

77 Fotografia 3.31: Amostra de um granada-cianita-anfibolita-biotita Xisto na mina, da Passagem. 77 Fotografia 3.32: Minério manganesífero primário, já com feições da atuação supergênica, intercalado com lentes centimétricas a milimétricas de caulim. 78 Fotografia 3.33: Fotomicrografia da rocha BC-01. Notar os porfiroblastos de rodocrosita (Rds) com níveis de alteração preliminares em suas bordas, cristais de calcita (Cal) e tremolita (Tr). Imagem com nicóis cruzados. 81 Fotografia 3.34: Aspecto microscópico da tremolita Xisto (BC-02), mostrando a textura nematoblástica marcada pela tremolita preenchendo a matriz da rocha, além dos minerais de calcita que exibem geminação polisintética. A Fotografia mostra

uma seção em nicóis cruzados. 81

Fotografia 3.35: Textura granoblástica granular, marcada pelos minerais de calcita (Cal). Notar a presença do óxido de manganês secundário (indicado nas setas) preenchendo os espaços entre os grãos de calcita na rocha BC-03 e BC-04. A Fotografia é mostrada em luz plano polarizada. 82 Fotografia 3.36: Fotomicrografia mostrando a textura granoblástica granular das rochas BC-05 e BC-09. Notar que os minerais de calcita (Cal) apresentam contatos ora retos e ora curvos e geminação polisintética. Imagem com nicóis cruzados. 82 Fotografia 3.37: Mármore com óxido de manganês (BC-06). Notar nas setas a presença de óxido de manganês supergênico preenchendo as fraturas da rocha. A

Fotografia é mostrada em nicóis cruzados. 84

xvi

Fotografia 3.38: Fotomicrografia de granada Xisto, mostrando porfiroblastos de granada (Grt) e cristais de tremolita (Tr) formando uma paragênse. Luz plana polarizada. 84 Fotografia 3.39: Fotomicrografia de granada Xisto, mostrando porfiroblastos de granada (Grt) e cristais de tremolita (Tr) formando uma paragênse. Notar seta indicado grãos poiquiloblastos de tremolita (Tr) inclusos em porfiros de calcita (Cal).

Nicóis cruzados 84

Fotografia 3.40: Aspecto geral da mina de Lagoa D’anta que encontra-se estruturada

em dobras assimétricas com vergência para NW. 89

Fotografia 3.41: Dobra intrafolial, sugerindo S0 // S1’ na Mina de Lagoa D’anta. 89 Fotografia 3.42: Dobra inclinada na unidade J6L3 com vergência para NW,

registrando o estágio F1’’’ da fase F1. 90

Fotografia 3.43: Dobra em ‘w’, da unidade J8L1, associada com o sistema de dobras com vergência para NW na mina de Lagoa D’antas. Trata-se de um registro do

estágio F1’’’ (Fase F1). 90

ÍNDICE DE TABELAS

Tabela 2.1: Síntese dos eventos formadores de bacia para a bacia do Espinhaço Sentetrional, de acordo com os modelos propostos por Danderfer (2000), Schobbenhaus (1996) e Dominguez (1996). ULF – Unidade Litoestratigráfica norma, EFB – Evento formador de bacias. Fonte: Danderfer-Filho (2000). 38 Tabela 3.1: Evolução físico-química da atmosfera e hidrosfera durante o

Precambriano. Modificado de Kasting (1978). 47

Tabela 3.2: Principais depósitos de manganês no tempo geológico. Notar a abundância destes depósitos no final do Arqueano e Paleoproterozóico no

Precambriano. Modificado de Roy (2006). 49

Tabela 3.3: Composição modal das unidades diferenciadas na mina de Lagoa

D’anta. 56

Tabela 3.4: Tabela resumida com a composição modal e nome da rocha das rochas

estudadas na mina Barreiro dos Campos. 80

Tabela 3.5 - Paragênese metamórfica progressiva encontradas nas minas estudadas. 94 Tabela 3.6: Análise química de elementos maiores da mina de Lagoa D’anta. Os

dados estam expressos em porcentagem. 97

Tabela 3.7: Tabela para elementos Terras Raras da mina de Lagoa D’anta. Os

dados estam expressos em ppm. 98

Tabela 3.8: Tabela resumida dos elementos maiores na mina de Colônia e Riacho

Comprido. Todos os dados estam expressos em porcentagem. 101

18

CAPÍTULO 1 ASPECTOS INICIAIS

1.1 Introdução

Localizado na porção sudoeste do Estado da Bahia (Figura 1.1), o Cinturão de Cavalgamentos e Dobramentos do Espinhaço Setentrional compreende o embasamento mais antigo que 1.8 Ga, rochas plutônica ácidas de 1.7 Ga do Complexo Lagoa Real, rochas básicas de 1.5 Ga e 0.8 Ga, e um conjunto de rochas terrígenas e marinhas dos supergrupos Espinhaço e São Francisco, respectivamente, de idade paleo e neoproterozóica. Juntamente com a região compreendida entre as serras do Espinhaço Setentrional e Palma de Monte Alto, onde aflora o Complexo Urandi, esse cinturão integra a porção sudoeste do Corredor do Paramirim (Alkmim et al. 2003) que foi envolvida nas deformações neoproterozóicas (Cruz & Alkmim 2006, Alkmim et. al. 2007, Pedrosa Soares et al. 2007) (Figura 1.1).

O Corredor do Paramirim, que está inserido na porção setentrional da Faixa

Araçuaí (Cruz & Alkmim 2006, Alkmim et. al. 2007), vem se destacando no cenário

geológico nacional pelas recentes descobertas de depósitos de ferro e pelos

depósitos de manganês, estes explorados desde meados o século passado. Tais

depósitos encontram-se relacionados com seqüências meta-vulcanossedimentares

ou metassedimentares do Bloco Gavião (Silva & Cunha 1999). Em especial,

destacam-se as formações do Distrito Ferromanganesífero Urandi-Licinio de

Almeida, cujo posicionamento estratigráfico ainda é motivo de controvérsia. Para

Moraes et. al. (1980), Silva & Cunha (1999), Delgado et. al. (2004), as unidades que

hospedam os depósitos de ferro e manganês do distrito em questão deveriam ser

agrupadas em uma única seqüência vulcanossedimentar do embasamento,

denominado de Complexo Urandi-Licínio de Almeida, ao passo que Rocha (1990,

1991), Barbosa & Domingues (1996) e Rocha et al. (1998) consideram duas unidades, denominadas de Formação Tauape, que representa uma seqüência do embasamento, e de Formação Mosquito, que trata-se da unidade basal do Supergrupo Espinhaço.

Figura 1.1: Mapa tectônico simplificado da porção leste do Brasil, enfatizando o novo contorno do Cráton do São Francisco, o Aulacógeno do Paramirim, o Cinturão de Cavalgamentos e Dobramentos do Espinhaço Setentrional (ES), Chapada Diamantina (CD) e Orógeno Araçuaí, porção brasileira do orógeno Araçuaí-Oeste Congo. Fonte: (Cruz 2004).

No Distrito Ferromanganesífero Urandi-Licinio de Almeida, no Estado da Bahia, entre as cidades de Caetité, no distrito de Santa Luzia, e Licínio de Almeida, assim como na região de Urandi, ocorre mais de uma dezena de minas de manganês (Figura 1.2) que vêm sendo exploradas economicamente ao logo dos últimos 50 anos.

Recentemente, na região de Caetité alguns depósitos de ferro foram reavaliados, tornando-se alvo de pesquisa e configurando-se como potenciais jazidas.

Este trabalho pretende contribuir com o entendimento da evolução geológica e

metalogenética dos depósitos de manganês do Distrito Ferromanganesífero Urandi-

Licinio de Almeida e de suas encaixantes imediatas através do estudo de detalhe das

minas Lagoa D’anta, Colônia e Riacho Comprido, Passagem, estas inseridas no

contexto do Espinhaço Setentrional, e Barreiro dos Campos, na região de Urandi

(Figura 1.2).

20

1.2 Contextualização do Problema

Os depósitos de manganês Distrito Ferromanganesífero Urandi-Licinio de Almeida vêm sendo explorados economicamente desde a metade do século passado por companhias privadas. A exploração de manganês é feita através de minas a céu aberto e em garimpos, em unidades que associam-se aos depósitos estratificados (primários) desse distrito e que foram metamorfisados (secundário).

Além disso, depósitos aluvionares (secundários) integram o distrito e estes também vêm sendo alvo da exploração mineral. A principal controvérsia que envolve os depósitos primários está relacionada com o seu posicionamento estratigráfico e com o seu significado geológico. Além disso, pouco se sabe a cerca da evolução metamórfica e estrutural do minério de manganês e das suas encaixantes imediatas, assim como dos processos metalogenéticos associados com a formação dos depósitos. Diante do exposto, surgem as seguintes questões: qual a tipologia dos proto-minérios dos depósitos de manganês no Distrito Ferromanganesífero Urandi- Licinio de Almeida? Quais as características petrológicas e estruturais desses depósitos? Quais as características litogeoquímicas desses depósitos e de suas encaixantes imediatas? É possível agrupar os litotipos em uma única bacia sedimentar?

1.3 Objetivos

Este trabalho tem como objetivo geral contribuir com o entendimento dos aspectos geológicos e metalogenéticos do Distrito Manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida.

Como objetivos específicos, tem-se:

a) identificar e caracterizar a faciologia do minério e suas encaixantes nas minas selecionadas para estudo, nas escalas meso e microscópica;

b) proceder ao estudo da evolução metamórfica e da litogeoquímica do minério e de suas encaixantes imediatas.

c) proceder ao levantamento do arcabouço estrutural das minas selecionadas;

d) propor um modelo de evolução geológica e metalogenética para os depósitos estudados.

Resolver essas questões representa dar um passo significativo no

entendimento do sistema metalogenético em questão. Desta forma, como um

primeiro ensaio de pesquisa, foram selecionadas quatro minas que serviram como laboratório natural de estudo.

Figura 1.2: Localização das minas do distrito Manganesífero de Urandi-Licinio de Almeida.

Modificado de Rocha (1991). Em verde estam localizadas as minas estudadas.

22

1.4 Localização da Área de Trabalho

A área de trabalho localiza-se na porção sudoeste do Estado da Bahia. A cidade de Licínio de Almeida corresponde à sede da área pesquisada, estando distante cerca de 744 km da cidade de Salvador. O acesso, a partir de Salvador, é feito inicialmente pela BR 324, passando por Feira de Santana. Nesta localidade, toma-se a BR 116, passando por Maracás, e posteriormente a BR 030, nas proximidades da cidade de Tanhaçu, seguindo até Caetité. A partir de então, toma- se uma estrada não pavimentada, por onde percorre-se cerca de 80 km até chegar à cidade de Licínio de Almeida (Figura 1.3). Uma outra opção de acesso até a sede da área de trabalho é pela cidade de Caculé, a partir da qual toma-se uma estrada asfaltada, percorrendo-se cerca de 80 km.

Figura 1.3: Mapa de localização da área de estudo, com a indicação dos distritos estudados.

1.5 Justificativa

O Distrito Manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida constitui-se como um

importante sítio metalogenético do Estado da Bahia. Até o momento, pouco se sabe

a cerca da faciologia dos seus depósitos e muitas controvérsias existem a cerca do

significado tectônico dessas unidades e sobre a sua evolução geológica. Alguns

modelos já foram aventados para explicar o posicionamento geológico das unidades que hospedam as formações ferro-manganesíferas, mas todos carecem de um estudo científico sistemático que permita responder às principais questões anteriormente levantadas nessa monografia. Entender a constituição litológica e a evolução geológica dessas formações e dos depósitos associados representa dar um passo significativo no entendimento dos processos geológicos acumuladores de minério, em especial de manganês, do Bloco Gavião, processos esses ainda pouco conhecidos.

1.6 Método de Trabalho

Para atingir os objetivos propostos, foram realizadas as atividades apresentadas a seguir.

1.6.1 Levantamento Bibliográfico

Para a realização da pesquisa foram consultados artigos, projetos institucionais, resumos de congressos que tratem da área de trabalho e do tema de estudo.

1.6.2 Trabalhos de mapeamento e caracterização das Minas

Os trabalhos de campo foram realizados durante 22 dias, os quais foram realizados perfis regionais e estudos nas minas selecionadas. Também neste período foram coletadas amostras e realizada a análise estrutural clássica. Neste caso os elementos estruturais foram coletados de forma a fornecer a posição espacial das estruturas identificadas em campo. Depois de identificados, as estruturas foram hierarquizadas e organizadas em planilha Excel. Uma vez organizados, os dados foram lançados em arquivos em formato txt do Bloco de notas e confeccionados os diagramas estereográficos no programa Estereonet (for Windows, versão 3.03).

1.6.3 Estudos petrográficos e microestrutural

Dezoito amostras coletadas em campo foram estudadas em microscópio

óptico através de luz transmitida visando identificar as assembléias minerais do

minério e das suas encaixantes. Além disso, tais amostras serviram como subsídio

24

para o estudo da evolução metamórfica e microestrutural da área e sua relação com as principais fases deformacionais.

1.6.4 Estudos litogeoquímicos do protominério

Um total de três amostras de rocha coletadas nas minas foram encaminhadas para laboratório, as quais foram tratadas no progama Minpet (Linda R. Richard 1995, versão 2.02). As análises foram de rocha total e contemplaram amostras de formações ferro-manganesíferas. Essas amostras foram analisadas pela empresa Geosol. Para a determinação das concentrações dos elementos foram utilizados os seguintes métodos: digestão multiácida/absorção atômica, acima de 1% por fusão com tetraborato de lítio – fluorescência de raio-x e pó prensado – fluorescência de raio-x

1.7 Organização da Monografia

A presente monografia foi organizada em quatro capítulos. No primeiro capítulo apresenta-se a introdução, problema, objetivos, justificativa e método de trabalho. No segundo capitulo apresenta-se a Geologia Regional, ao passo que no terceiro capítulo apresenta-se o objeto de estudo, em seus aspectos petrológicos, estruturais e litogeoquímicos. No quarto e ultimo capítulo apresentam-se as conclusões.

CAPÍTULO 2 GEOLOGIA REGIONAL

2.1 Introdução

O Estado da Bahia está contido, em quase sua totalidade, no Cráton do São Francisco (CSF) que segundo Almeida (1977) corresponde a uma entidade tectônica que foi consolidada no final do Paleoproterozóico. Como cinturões orogênicos relativos ao cráton em questão, têm-se o Araçuaí-Oeste Congo, Brasília, Rio Preto, Riacho do Pontal e Sergipana. Neste cenário, a área de trabalho abordada nesta monografia está totalmente inserida no domínio Setentrional do Orógeno Araçuaí- Oeste Congo (Cruz 2004, Alkmim 2004, Cruz & Alkmim 2006, Alkmim et. al. 2007, Pedrosa Soares et. al. 2007).

Em seu domínio nordeste, no território baiano, o CSF é constituído por uma diversidade de rochas, desde arqueanas a paleoproterozóicas, sendo a totalidade da sua área exposta formada por terrenos metamórficos de médio a alto graus posicionados nos denominados Bloco Gavião, Jequié e Serrinha (Barbosa & Sabaté 2002). Em sua maioria, encontra-se recoberto por rochas sedimentares metamorfizadas ou não, de idades paleo, meso e neoproterozóica, além de coberturas tércio-quaternárias. Recentemente, a partir de argumentos estruturais Cruz & Alkmim (2006) propuseram a redefinição do limite sudoeste do CSF, estendendo a porção Brasileira do orógeno Araçuaí Oeste Congo até a região de Boquira, na Bahia (Figura 2.1). Neste sentido, parte do Bloco Gavião anteriormente inserido no domínio do Cráton do São Francisco passou a integrar o Orógeno em questão.

O Corredor do Paramirim (Alkmim et. al. 1993) representa a estrutura

dominante da porção setentrional da porção brasileira do Orógeno Araçuaí-Oeste

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Congo, configurando-se como um domínio de deformação neoproterozóica que abarca os cinturões de dobramentos e cavalgamentos da Chapada Diamantina Ocidental e da Serra do Espinhaço Setentrional, um conjunto de plutônicas ácidas e básicas, além do substrato gnáissico-migmatítico e seqüências vulcanossedimentares do Bloco Gavião (Figura 2.2). Neste contexto, posiciona-se o Distrito Ferro-manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida, que integra a porção sudoeste desse corredor.

Figura 2.1: O Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental no cenário do Gondwana, reconstruído pela justaposição de modelos digitais de terreno da porção leste do Brasil e costa oeste africana. L:

Luanda; C: Cabinda; S: Salvador (Brasil). No retângulo em vermelho observa-se a área de estudo.

2.2 Unidades Litoestratigráficas

Nesta seção serão apresentadas às unidades litoestratigráficas que afloram

regionalmente e que estão inseridas no contexto do Corredor do Paramirim, na

porção setentrional do orógeno Araçuaí-Oeste Congo (Figura 2.1 e 2.2). Além disso,

serão apresentados os modelos de evolução geodinâmica propostos para a porção do Bloco Gavião inserida no contexto do corredor de deformação em foco.

Figura 2.2: Mapa geológico/estrutural do Corredor do Paramirim.. ZCBC- Zona de cisalhamento Brumado-Caetité, ZTI- Zona de transferência de Itanajé, ES- Espinhaço Setentrional, CD- Chapada Diamantina, SRP- Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí), SG- Serra Geral. O limite do Corredor do Paramirim está demarcado pela linha tracejada. Extraído de Cruz & Alkmim (2006).

Em vermelho, a área de trabalho.

28

2.2.1 Embasamento do Bloco Gavião

O embasamento que compõe a área de estudo corresponde às rochas mais antigas que 1.8 Ga e associadas ao Bloco Gavião. Segundo Bastos Leal (1996), Bastos Leal (1997), Bastos Leal (1998), Menezes Leal et. al. (2005), o Bloco Gavião compreende rochas gnáissicas, migmatizadas ou não, rochas vulcanossedimentares e granitóides arqueanos/paleoproterozóico associadas à evolução do embasamento do Cráton do São Francisco. Os terrenos gnáissicos são constituídos por três grupos de TTG’s equilibrados em fácies anfibolito (Bastos Leal 1998). O primeiro grupo, com idades U-Pb SHIRIMP entre 3,4 - 3,2 Ga, compreende o TTG Sete Voltas/Boa Vista MataVerde e o Tonalito Bernada. O segundo grupo, com idades U-Pb SHIRIMP entre 3,2 – 3,1 Ga é formado pelos granitóides Serra do Eixo, Mariana, Piripá.

Segundo Martin et. al. (1991), Marinho (1991), Santos Pinto (1996), Cunha et. al.

(1996) e Bastos Leal (1998), ambos os grupos de TTG’s se originaram a partir da fusão de basaltos toleíticos, onde somente o segundo sofreu contaminação crustal.

O terceiro grupo, de acordo com Bastos Leal (1998) possui evolução mesoarqueana e está representado pelos maciços Lagoa do Morro, Serra dos Pombos e Malhada de Pedras (U/Pb, 2,8 – 2,9 Ga). Segundo Barbosa & Sabaté (2003) essas rochas possuem química cálcio-alcalina sendo associadas ao plutonismo granodiorítico e granítico formado durante a subducção de crosta oceânica para oeste durante a colisão dos Blocos Jequié e Gavião, no Mesoarqueano.

De acordo com Bastos Leal (1998) e Menezes-Leal et. al. (2005), os terrenos

gnáissicos-migmatíticos arqueanos do Bloco Gavião tiveram importante participação

na gênese do magma parental relacionado com a da granitogênese

paleoproterozóica deste segmento cratônico. Dentre eles, destacam-se os maciços

Rio do Paulo (RP), Caculé (CA), Espírito Santo (ES) e Iguatemi (IG). Os maciços RP

e CA possuem idade Rb-Sr de 1959 ± 50 e

Pb/

Pb (zircão) de 2019 ± 32 (Bastos

Leal 2000), respectivamente, ambos com características geoquímica que os

enquadram no campo dos granodioritos tipo-I. Já os maciços ES e IG possuem

idades

Pb/

Pb (zircão) de 2012 ± 25 e Rb-Sr de 2030 ± 75 Ma, respectivamente,

com química associada aos granitos tipo-S (Figura 2.3 e 2.4).

Segundo Silva & Cunha (1999), as seqüências vulcanossedimentares do Bloco Gavião são bastante expressivas (Figura 2.5), o que confere uma área satisfatoriamente fértil do ponto de vista metalogenético. Neste contexto, desta-se como Greenstone Belt as seqüências de Umburana, Ibitira-Ubiraçaba, Guajeru, Riacho do Santana, Contendas-Mirante, Brumado, Urandi e Mundo Novo, todas hospedeiras de depósitos minerais, principalmente Au, sulfetos maciços de matais base, Ni-Cu-PGE-Cr. Estas bacias possuem idade arqueana a arqueana- paleoproterozóica e estão associadas a bacias oceânicas.

Em especial, o Complexo Licinio de Almeida (Silva & Cunha 1999) abriga um conjunto de gnaisses, quartzitos, formação ferro-manganesífera, mármore, xisto e rochas calcissilicática (Rocha 1991, 1992 e 1998). Originalmente, foi agrupado por Moraes et. al. (1980) no Complexo Brumado-Urandi, que englobou as seqüências vulcanossedimentares dos atuais complexos Brumado-Urandi e Licinio de Almeida propostos por Silva & Cunha (1999).

Para Silva & Cunha (1999) o Complexo Licinio de Almeida (Figura 2.5) é uma seqüência sedimentar com ausência de litotipos vulcânicos, característica essa que não permite classificá-lo como Greenstone Belt. Com relação às idades das unidades do Complexo Licinio de Almeida, não há dados geocronológicos sistemáticos e confiáveis que possam fornecer a idade das suas formações.

Atualmente, grande atenção é voltada para esse complexo, sobretudo devido às

recentes descobertas de ferro na região de Caetité e pelos depósitos de manganês

que são hospedados nessa unidade e associados com o Distrito ferro-

manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida. Uma parte das unidades que

hospedam as formações ferro-manganesíferas foram agrupadas por Rocha (1991,

1992, 1998) como unidades do embasamento do Bloco Gavião e denominadas de

Formação Tauape.

30

Figura 2.3: Mapa geológico da porção nordeste do Cráton do São Francisco com ao principais compartimentos tectônicos.

A: a – Terrenos graníticos-gnáissicos-migmatíticos arqueanos e paleoproterozóicos; b – Greenstone Belt arqueanos e paleoproterozóicos; c – Rochas de alto grau metamórfico arqueanas e paleoproterozóicas; d coberturas sedimentares pós- paleoproterozóicas. B: 1 – Terrenos gnáissicos- migmatíticos arqueanos da suíte TTg; 2 - Granitóides Arqueanos; 3 - Bloco Jequié (gnaisses arqueanos de alto grau metamórfico); 4 - Seqüências supracrustais arqueanas e paleoproterozóicas;

5 – Cinturão paleoproterozóico; 6 – Granitóides Paleoproterozóicos; 7 – Sedimentos Cenozóicos. BG

– Bloco Gavião; BS – Bloco Serrinha. Fonte: Menezes-Leal et. al. (2005)

Figura 2.4: Mapa geológico simplificado do Bloco Gavião na região de Brumado, destacando os granitóides estudados (Adaptado de Barbosa & Dominguez 1996). 1- Coberturas fanerozóicas. Neoproterozóico: 2- Supergrupo São Francisco (Grupo Una). Mesoproterozóico:

Supergrupo Espinhaço (SGESP), 3- Grupos Paraguaçu e Chapada Diamantina, 4- Complexo ígneo-metamórfico Lagoa Real. Paleoproterozóico: 5- Granitóides (granitos, granodioritos e monzogranitos); CA= Caculé, ES= Espírito Santo, IG= Iguatemi, RP= Rio do Paulo, SF= Serra da Franga, UM= Umburanas, GA= Gameleira, RPE= Riacho de Pedras. Arqueano: 6- Greenstone belt de Contendas Mirante, 7- Seqüências greenstone belt do Bloco Gavião (GBU=

Greenstone belt de Umburanas, IB= Complexo Ibitira-Brumado), 8- Granitóides (tonalitos, granitos e granodioritos); LM= Lagoa da Macambira, MP= Malhada de Pedras, SE= Serra do Eixo, MA= Mariana, SV= Sete Voltas, SP= Serra dos Pombos, LMO= Lagoa do Morro, JU=

Jussiape; 9- Terrenos gnáissicos-migmatíticos da suíte TTG (tonalitos, trondhjemitos e granodioritos) com a presença subordinada de paragnaisses. Z.C.= Zonas de cisalhamentos.

Falhas de empurrão.

32

Figura 2.5: Mapa Geológico do Estado da Bahia simplificado, mostrando os principais terrenos

Greenstone Belt e Seqüências Vulcanossedimentares. Fonte: Modificado de Silva & Cunha

(1999).

2.2.2 Plutônicas ácidas e básicas

Para esta seção será considerada que as rochas ácidas e básicas correspondem às rochas ígneas mais jovens que 1,8 Ga, dentre as quais são apresentadas o Complexo Lagoa Real e um conjunto de rochas básicas que intrude as unidades do Supergrupo Espinhaço. Estas rochas são de grande relevância, pois além de serem importantes marcadores geológicos da evolução tectônica da região, algumas delas hospedam importantes mineralizações, tais como as de urânio do Complexo Lagoa Real e as de ouro nas rochas básicas da Chapada Diamantina, em Gentio do Ouro.

O Complexo Lagoa Real é formado em quase sua totalidade pela Suíte Intrusiva homônima e, em menor proporção, por um conjunto de anfibolitos, diabásios e enclaves de charnoquitos (Costa et. al. 1985, Arcanjo et. al. 2000, Cruz 2004). A Suíte Intrusiva Lagoa Real compreende um conjunto de sienitos, álcali- feldspato granitos e sienogranitos (Cruz 2004, Cruz et. al. 2007) denominados genericamente de Granito de São Timóteo por Fernandes et. al. (1982). Essas rochas apresentam idades U/Pb, Rb/Sr e Pb/Pb em torno de 1,7 Ga (Turpin et. al.

1988, Cordani et. al. 1992, Pimentel et. al. 1994 e Cruz et. al. 2007). Tais idades foram interpretadas como sendo a de colocação do corpo. Segundo Cruz (2004) e Cruz et. al. (2007) durante o Evento Brasiliano, no Neoproterozóico, estas rochas sofreram deformação e metamorfismo em zonas de cisalhamento compressionais, transformando-se em granitóides foliados, gnaisses, augen-gnaisses e gnaisses fitados. Pimentel et. al. (1994) propuseram uma idade de metamorfismo em torno de 540 Ma para essas rochas. Neste contexto, albititos mineralizados em urânio integram o Complexo Lagoa Real, sendo que a sua gênese ainda é matéria de controvérsia. Para Cruz et. al. (2004), tais rochas são o produto da recristalização sintectônica à principal fase deformacional identificada, ao passo que para Maruèjol (1989), Chaves et. al. (2008), os albititos são corpos que foram individualizados durante a evolução magmática da Suíte Lagoa Real.

De acordo com Teixeira (2000), os granitóides do Complexo Lagoa Real

apresentam assinatura química semelhante às vulcânicas da Formação Rio dos

Remédios, unidade basal do Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina. Desta

forma, aquele autor sugere um mesmo magma genitor para ambas as unidades.

34

Um conjunto de rochas básicas ocorre marcando os estágios rifte da bacia que abrigou o Supergrupo Espinhaço. Em sua maioria estes corpos ocorrem sob a forma de diques exibindo contato discordante e intrusivo com os litotipos pertencentes ao embasamento e Supergrupo Espinhaço. Segundo Arcanjo (2000), tratam-se de gabros/diabásio e dioritos isotrópicos, cinza-escuro a esverdeado, afaníticos, que mostram quase sempre textura ofítica a subofítica. Segundo Jardim de Sá et. al. (1976) e Brito Neves et. al. (1979,1980), estas rochas possuem idade K- Ar entre 1.200 e 500 Ma. Baseado em dados U/Pb, Guimarães et. al. (2005) advogam que alguns corpos básicos possuem idade de cristalização por volta de 1,5 Ga, possuindo uma filiação toleítica continental. A partir de dados geoquímicos em diques máficos da porção sudoeste da Chapada Diamantina, Brito (2007) concluiu que estes corpos compreendem a toleítos continentais diferenciados de um magma primitivo, que apresentam trend de diferenciação rico em ferro, enquadrando estas rochas como do tipo E-MORB.

2.2.3 O Supergrupo Espinhaço

O Supergrupo Espinhaço compreende uma bacia tipo rifte de caráter intracratônico, de idade paleoproterozóica, cuja geração iniciou-se no estateriano (1,7 Ga), (Brito Neves et. al. 1980). Segundo Inda & Barbosa (1978), Barbosa &

Dominguez (1996), Schobbenhaus (1996), Danderfer (2000), Danderfer & Dardene (2002). A Bacia do Espinhaço é subdividida em Espinhaço Oriental, representada pela bacia da Chapada Diamantina, e em Espinhaço Ocidental, onde são reconhecidas as bacias do Espinhaço Meridional, no Estado de Minas Gerais, e do Espinhaço Setentrional, no Estado da Bahia.

Ao longo dos anos, diversas propostas de empilhamento estratigráfico foram

sugeridas para o Supergrupo em questão. Para Inda & Barbosa (1978) Rocha

(1991), Rocha (1992), Barbosa & Dominguez (1996) e Rocha (1998), na Chapada

Diamantina, o Supergrupo Espinhaço é formado pelos grupos Rios dos Remédios,

Paraguaçu e Chapada Diamantina. Guimarães et. al. (2005) prepuseram um novo

empilhamento para o Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina, tendo como

uma unidade basal, a Formação Gameleira, que é composta por metaquartzitos

finos a grossos exibindo estratificação cruzada e flaser, além de metagrauvacas e

metarcóseos. Sobreposta à unidade anterior ocorre o Grupo Rios dos Remédios,

que compreende as formações Novo Horizonte, Lagoa de Dentro e Ouricuri do Ouro.

Este grupo é composto, em geral, por termos vulcânicos incluindo rochas piroclásticas e epiclásticas, além de metarenitos, conglomerados poligomíticos, siltitos e ritmitos, estes últimos em menor proporção. O Grupo Paraguaçu, diferenciado da unidade sotoposta, compreende as Formações Mangabeira e Açuruá. É composto por uma associação arenitos impuros com estratificação plano- paralela, siltitos, argilitos e conglomerados. No topo da seqüência têm-se o Grupo Chapada Diamantina subdividido pelas formações Tombador e Caboclo, que são constituídos por um conjunto de quartzoarenito fino esbranquiçado, filitos além de calcarenitos, calcilutitos e conglomerados oligomíticos. A Figura 2.6, mostra de uma maneira resumida, o empilhamento tectono-estratigráfico e o ambiente deposicional proposto por Guimarães et. al. (2005) para o Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina.

Por outro lado, Rocha (1998) advoga que a bacia do Espinhaço Setentrional é composta pelo Grupo Borda Leste, na base, e Serra Geral, no topo. Para Rocha (1991,1992 e 1998), o Grupo Borda Leste é composto pela Formação Mosquito, que compreende a xistos granadíferos, cianita-xisto, formações ferro-manganesíferas, calcissilicáticas além de metarenitos com laminação paralela subordinados. Esta unidade é alvo de grandes controvérsias no cenário atual, principalmente quanto ao seu posicionamento estratigráfico. Para Moraes et. al. (1980) trata-se de unidades do embasamento Arqueano, ao passo que para Rocha (1991, 1992 e 1998), tais unidades estão associadas ao Supergrupo Espinhaço.

O Grupo Serra Geral, por sua vez, é duas vezes mais espesso que o anterior.

Este grupo encontra-se em contato discordante com o grupo sotoposto, sendo representado pelas formações Salto, Sítio Novo e Santo Onofre (Rocha et. al. 1998).

A Formação Salto, nomeada por Dominguez (1996), é constituída por quartzito silicificado com estratificação cruzada de grande porte, onde destaca-se sempre em relevo positivo. A Formação Sítio Novo, por sua vez, é constituída por três litofácies (T

, T

, T

) que compõe o sistema deposicional Telheiro (Rocha 1991). A litofácies T

é composta por quartzitos médios, sericíticos, com grande quantidade de estratificações cruzadas dos tipos acanalada e espinha-de-peixe. A litofácies T

é formada por quartzitos finos avermelhados, com intercalações de filito grafitoso.

Quartzito fino a médio, com estratificação cruzada tipo hummocky, caracteriza a

litofácies T

. Definida por Kaul (1970), a Formação Santo Onofre é constituída

36

dominantemente por filitos e por quartzitos subordinados, representando cerca 2/3 do volume total dos sedimentos do Grupo Serra Geral. A coluna estratigráfica esquemática destas unidades sugerida por Rocha et. al. (1998), está mostrada na Figura 2.7.

Figura 2.6: Coluna estratigráfica resumida com os principais compartimentos litoestratigráficos, ambiente tectônico e deposicional do Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina. Fonte: Guimarães et. al. (2005).

De acordo com Dominguez (1993), Barbosa & Dominguez (1996), Danderfer

& Dardene (2002), a bacia do Espinhaço, como um todo, é caracterizada como do tipo sucessora e polistórica por desenvolver-se em vários sítios deposicionais atrelados a diversos eventos tectônicos, com destaque para alternâncias entre sistema de riftes e flexura crustal.

Diversos modelos foram propostos na literatura para explicar a evolução

tectônica da bacia do Espinhaço (Tabela 2.1). Dentre estes modelos existe um

consenso para diversos autores, quanto à idade de formação da bacia. Desta fora,

para Brito Neves et. al.(1980), Schobbenhaus et. al. (1994), Dominguez (1996),

Schobbenhaus (1996), Babinsky et. al. (1999), Danderfer-Filho (1990, 2000),

Guimarães et. al.(2005), esta bacia originou-se por volta de 1,7 Ga, estando

associada a processos de estiramento crustal onde foram produzidas as rochas efusivas ácidas e seus correspondentes intrusivos.

Figura 2.7: Coluna estratigráfica esquemática da bacia do Espinhaço Setentrional, mostrando os principais sistemas deposicionais e os ambientes tectônicos. Legenda: 1 a 3 – Estratificação cruzada: 1 Acanalada, pequeno porte; 2 –Acanalada, grande porte; 3- Hummocky; 4-Laminação plano-paralela; 5 –Laminação plano-paralela com marcas onduladas;

6 –Formação ferro-manganesífera do embasamento. Modelos deposicionais: A - Ambiente marinho profundo (possível talude), com lobos turbidíticos; B-Ambiente litorâneo (shoreface).

Com tempestades; C- Ambiente continental fluvioeólico; D - Plataforma marinha rasa. Fonte:

Rocha et. al. (1998)

Para Dominguez (1996), inicialmente foram depositados o Grupo Borda Leste no Espinhaço Setentrional e o Grupo Paraguaçu na Chapada Diamantina.

Posteriormente, segundo aquele autor, a deposição dos grupos Borda Leste e Paraguaçu é finalizada com exposição subaérea e geração de discordância regional.

Para aqueles autores, no Espinhaço Setentrional esta discordância seria bastante

nítida, quando sedimentos continentais fluvioeólicos, da Formação Salto, repousam

38

sobre sedimentos químicos que ocorrem no topo da Seqüência deposicional Borda Leste. Na Chapada Diamantina esta discordância ainda não foi bem caracterizada.

Ainda segundo Dominguez (1996), esta bacia passaria por novos ciclos de subsidência e estiramento crustal, atrelado a variações do nível eustático, no qual foram depositados o Grupo Serra Geral no Espinhaço Setentrional e Chapada Diamantina na região homônima.

Tabela 2.1: Síntese dos eventos formadores de bacia para a bacia do Espinhaço Sentetrional, de acordo com os modelos propostos por Danderfer (2000), Schobbenhaus (1996) e Dominguez (1996). ULF – Unidade Litoestratigráfica norma, EFB – Evento formador de bacias.

Fonte: Danderfer-Filho (2000).

Para a Chapada Diamantina, mais recentemente, redefinindo um modelo

tectonossedimentar para a bacia do Espinhaço na Chapada Diamantina, Guimarães

et. al. (2005) propuseram que a bacia que abrigou o Supergrupo Espinhaço evoluiu

segundo dois eventos superpostos e diacrônicos. O primeiro do tipo rifte-sag,

desenvolveu a bacia do Espinhaço Oriental; e o segundo do tipo sinéclese, com a

formação da bacia da Chapada Diamantina. Segundo o mesmo autor, a seqüência

pré-rifte é composta pela Formação Serra da Gameleira, ao passo que a seqüência

rifte é representa pelas formações Novo Horizonte, Lagoa de Dentro e Ouricuri do

Ouro, as quais compõem o Grupo Rio dos Remédios, e a fase pós-rifte composta

pelas formações Mangabeira e Açuruá. Posteriormente, ainda segundo aquele autor,

no Calimiano, uma bacia de sinéclise se instalou onde depositou-se o Grupo Chapada Diamantina registrada pelas formação Tombador e Caboclo (Figura 2.6).

Por outro lado, de acordo com Danderfer-Filho (2000) e Danderfer & Dardene (2002), o arcabouço estratigráfico desta bacia na serra do Espinhaço Setentrional seria composto por oito sintemas, que equivalem a unidades limitadas por discordâncias ou descontinuidades estratigráficas de extensão regional na bacia. As unidades identificadas por aqueles autores são as seguntes: (i) Algodão, São Simão, Sapiranga e Pajeú, estes tectonicamente instalados em sistema de rifte e flexura; (ii) Bom Retiro, São Marcos, estes depositados em ambiente tipo flexura cratônica e, (iii) Sítio Novo depositado em bacia tipo rifte, e o Santo Onofre, marcando a fase transtrativa (Tabela 2.1).

Barbosa & Dominguez (1996) e Danderfer (2000) correlacionam os eventos formadores de bacia identificados na bacia do Espinhaço Setentrional a evolução da Chapada Diamantina, propondo que existe uma coerência entre a evolução das duas bacias.

2.2.4 O Supergrupo São Francisco

No Estado da Bahia o Supergrupo São Francisco ocorre na Bacia do São Francisco, na Chapada Diamantina e na serra do Espinhaço Setentrional. Esse Supergrupo foi depositado em uma bacia de idade neoproterozóica que abarcou sedimentos terrígenos e carbonáticos de ambiente marinho com influência glaciogênica ocorrida nesta época (Inda & Barbosa 1978, Barbosa & Dominguez 1996). Segundo Inda & Barbosa (1978), Schobbenhaus (1996) e Dominguez (1996), os principais registros desta bacia são observados, sobretudo, recobrindo as rochas metassedimentares do Supergrupo Espinhaço. Na Serra do Espinhaço Setentrional o Supergrupo São Francisco é representado pelo Grupo Santo Onofre (Schobbenhaus 1996 e Danderfer & Dardene 2002). Neste sentido Danderfer &

Dardene (2002) sugeriram que o Grupo Santo Onfre seria individualizado pelas

formações Canatiba, Boqueirão e João Dias. Essas unidades seriam essencialmente

silicicláticas, com predomínio de pelitos na primeira, sedimentos pelíticos-psamíticos

na segunda e calciruditos na terceira. Para aqueles autores bacia do Santo Onofre é

classificada como uma bacia do tipo strike-slip, ao passo que a bacia do Bambuí,

sobreposta a bacia anterior, é como uma flexura cratônica.

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Nos domínios da Chapada Diamantina, conforme Barbosa & Dominguez (1996), o Grupo São Francisco ocorre nas bacias de Irecê e Utinga, compreendendo o Grupo Una. Este grupo foi subdividido nos depósitos glaciogênicos da Formação Bebedouro e a seqüência carbonática da Formação Salitre. A Formação Bebedouro compreende a diamictitos poligomíticos imersos numa matriz fina. Barbosa &

Dominguez (1996), inclui ainda ardósias, arenitos grossos argilosos, além de arenitos finos com laminação plano-paralela. A Formação Salitre, por sua vez, segundo Dominguez (1996), é constituída de camadas de calcilutito e calcarenitos finos a médios de coloração cinza-escuro. Segundo os mesmos autores, esta unidade é interpretada como resultado da deposição em um ambiente plataformal.

Estes depósitos, de acordo com Danderfer & Dardene (2002), seriam correlacionáveis ao Grupo Macaúbas e a Formação Jequitaí, encontrados nos orógenos Araçuaí e Brasília, respectivamente.

2.2.5 Evolução Tectônica

A área de domínio do Corredor do Paramirim possui como substrato o Bloco Gavião, que apresenta uma grande complexidade geológica, tendo em vista os diversos eventos tectônicos que ocorreram desde o Arqueano ao Neoproterozóico (Moutinho da Costa & Inda 1982, Cunha & Fróes 1994, Cunha et. al. 1996, Barbosa

& Dominguez 1996, Bastos Leal 1996, Bastos Leal 1997, Bastos Leal 1998, Silva &

Cunha 1999, Danderfer-Filho 2000, Pedrosa Soares 2001, Barbosa & Sabaté 2002, Barbosa & Sabaté 2003, Menezes Leal 2005, Cruz & Alkmin 2006). Neste contexto, houve a formação da crosta continental arqueana e o seu retrabalhamento em eventos tectônicos do Neoproterozóico. A existência ou não de um cinturão de deformação mesoproterozóico no Corredor do Paramirim ainda carece de estudos definitivos com argumentos geológicos consistentes e ferramentas laboratoriais.

Somando-se ao retrabalhamento crustal, a colocação de corpos de granitóides de origem mantélica e a instalação de bacias sedimentares de amplitude regional integram o cenário evolutivo.

De acordo com Barbosa & Dominguez (1996), Barbosa & Sabaté (2002 e

2003), a evolução arqueana do embasamento do Bloco Gavião deu-se inicialmente

pela formação de dois núcleos de rochas, que corresponde aos maciços TTG Boa

Vista/Mata Verde, Sete Voltas e Tonalito Bernada, cujas idades marcam 3,4 – 3,2

Ga, e os granitóides Serra do Eixo/Mariana/Piripá, de idades entre 3,2 - 3,1 Ga. Tais rochas teriam sido originadas a partir de fusão de basaltos toleíticos, que estariam associados com a formação de uma crosta continental precoce. De acordo com aqueles autores, posteriormente formaram-se bacias que abrigaram rochas vulcânicas máficas e ácidas, além de sedimentos químicos e clastos, de natureza diversa. Neste contexto, formaram-se as bacias Contendas Mirantes, Umburanas, Brumado, Urandi-Licinio de Alemida (Marinho 1991, Cunha et. al. 1994, Cunha et. al.

1996, Silva & Cunha 1999).

Durante o fechamento destas bacias, a fusão parcial da crosta continental antiga gerou outra seqüência de rochas granítica/granodiorítica/migmatítica, que hoje fazem parte da infra-estrutura do Bloco Gavião equilibrada na fácies anfibolito a granulito, cuja idade de formação é da ordem de 2,8-2,7 Ga (Barbosa & Sabaté 2003). Alem disso, vulcânicas cálcio-alcalinas (~ 2,5 Ga), intrusões graníticas (Granito Pé de Serra, ~2,5 Ga) e intrusões máficas-ultramáficas (Sill do Jacaré, ~2,4 Ga) ao lado de filitos e grauvacas estão associadas com Greenstone Belt arqueanos deste bloco (Marinho 1991).

Já no Paleoproterzóico, ainda segundo Barbosa & Sabaté (2003), ocorreu à colisão dos Blocos Gavião, Jequié, Serrinha e estruturação do cinturão Itabuna- Salvador-Curaçá, com cavalgamento desse cinturão sobre o Bloco Jequié. (Figura 2.8).

No final do Paleoproterozóico, a instabilidade no manto sobre a infra-estrutura arqueana associado à atuação de uma fonte térmica favoreceu a estruturação do Aulacógeno do Espinhaço (Moutinho da Costa & Inda 1982), que posteriormente foi denominado de Aulacógeno do Paramirim por Pedrosa Soares et. al. (2001).

Neste contexto, Moutinho da Costa & Inda (1982) defendem que o Bloco do

Paramirim comportou-se como um alto estrutural, separando as bacias da Chapada

Diamantina e Espinhaço Sentetrional. Ainda segundo aqueles, este rifte evoluiu de

forma diacrônica, alternado por momentos de subsidência e soerguimento, os quais

foram seguidos de metamorfismo e erosão concomitantemente. Por outro lado,

Schobbenhaus (1996) defendeu que a bacia que abrigou a sedimentação do

Supergrupo bacia do Espinhaço evoluiu segundo dois eventos tafrogenéticos,

seguidos de fases de subsidência crustal, sem inversão entre eles. Conforme o

referido autor, o primeiro rifteamento teria ocorrido entre 1,75 e 1,0 Ga (Rifte

Espinhaço) e o segundo por volta de 900 Ma (Rifte Macaúbas).

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Figura 2.8: Seção geotectônica E-W da porção SSE-SSW da Bahia, mostrando a estruturação das unidades geotectônicas paloproterozóicas. Modificado de Barbosa & Sabaté (2004).

A inversão do Aulacógeno do Paramirim é motivo de controvérsia. Para Jardim de Sá et. al (1976), Brito Neves et. al. (1980), Cordani et. al (1992), a inversão desta bacia ocorreu em dois estágios, no Meso e no Neoproterozóico, respectivamente. Por outro lado, baseando-se em critérios estratigráficos e estruturais, Danderfer-Fº (1990), Danderfer et. al (1993), Schobbenhaus (1993,1996), Danderfer-Fº (2000), Cruz (2004), Cruz & Alkmim (2006) e Alkmim et.

al. (2007) propuseram um único evento de inversão de bacia e associado com o Neoproterozóico. A partir de argumentos estruturais, Cruz & Alkmim (2006) sugeriram duas fases deformacionais para a inversão do Aulacógeno do Paramirim.

A primeira apresenta um conjunto de elementos estruturais tais como zonas de cisalhamento e dobras com orientação em geral seguindo WSW/ENE (Figura 2.9a).

De acordo com estes autores esta fase esta relacionada com a rotação anti-horária

da Placa Sãofranciscana em virtude das suas colisões coma a placa da Amazônia. A

segunda fase deformacional marca a inversão frontal do Aulacógeno do Paramirim e

foi responsável pela nucleação de zonas de cisalhamento e dobras regionais com

orientação em geral variando entre NW/SSE e NNE/SSW (Figura 2.9b). Feições de

interferência do tipo domo e bacias são geradas pela interação entre as duas fases

mencionadas (Cruz & Alkmim 2006).

Figura 2.9: Modelo de interação entre o Aulacógeno do Paramirim e Orógeno Araçuaí,

proposto por Cruz & Alkmim (2006).