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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
MARIANA ANDRIOTTI GAMA
CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA E LITOGEOQUÍMICA DAS
ROCHAS METACARBONÁTICAS E CALCISSILICÁTICAS DO
VALE DO RIO JACURICI, BAHIA
Salvador
2014
MARIANA ANDRIOTTI GAMA
CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA E LITOGEOQUÍMICA DAS
ROCHAS METACARBONÁTICAS E CALCISSILICÁTICAS DO
VALE DO RIO JACURICI, 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
Salvador
2014
TERMO DE APROVAÇÃO
MARIANA ANDRIOTTI GAMA
CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA E LITOGEOQUÍMICA DAS
ROCHAS METACARBONÁTICAS E CALCISSILICÁTICAS DO
VALE DO RIO JACURICI, BAHIA
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em
Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
BANCA EXAMINADORA
JOSÉ HAROLDO DA SILVA SÁ - Orientador
Pós-doutorado nas universidades de LEICESTER-UK E CARDIFF-UK
UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
ANGELA BEATRIZ DE MENEZES LEAL
Doutorado na UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO
UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
GEÓLOGO WALDEMIR QUEIROZ
CHEFE DA DIVISÃO DE PROSP. E PESQUISA MINERAL
DA COMPANHIA DE FERRO LIGAS DA BAHIA (FERBASA)
Salvador,
Local, Dia
31 de
de janeiro
Mês dede
Ano
2014
“Do rio que tudo arrasta, diz-se que é violento. Mas ninguém chama violentas às
margens que o comprimem.” Bertolt Brecht
AGRADECIMENTOS
Agradeço primeiramente à minha família. À minha mãe pela dedicação e
apoio integral durante todos estes anos. Ao meu pai, colega de profissão, pela força
e suporte dados com relação aos demais aspectos da vida. Aos meus irmãos, por
sempre cuidarem de mim.
Agradeço ao orientador do presente trabalho, Prof. Haroldo Sá, pela
oportunidade, paciência e conhecimento oferecidos. À FERBASA (Companhia FerroLigas da Bahia), que possibilitou a realização deste trabalho e aos geólogos da
mesma: Waldemir Queiroz, Eraldo Bulhões, André Luiz, Francisco Xavier e Jaime
Souza Junior, pela assistência.
Aos mestres que ao longo de cinco anos me auxiliaram a chegar até aqui:
professores Ósmário, Simone Cruz, Telésforo, Débora Rios, Haroldo Sá, Angêla,
Hailton, Johildo, Holz, Iracema, Rosa, Geraldo, Felix, Maria José, Pedro Maciel,
César, Jailma, Reinaldo, Amalvina. Aos parceiros do Student Chapter João Paulo,
Júlio, Kim, Michele, Eduardo, Luis, Luan e Peo. Ao apoio da SBG (Núcleo BA-SE),
em nome da Prof.a Simone, pelas oportunidades oferecidas a nós.
Aos colegas de 2009, a quem torço muito pelo sucesso. E por fim, um
agradecimento especial aos demais parceiros (as) de rocha: Rebeca, Carol Simões,
Mari Fraga, Carol Almeida, Vivi Machado e Oliveira, Ramena, Clara, Ravena, Laura,
Nai, Laila, Linda, Jú, Deia, Nati, e às demais.
RESUMO
As rochas metacarbonáticas e calcissilicáticas do presente estudo estão
localizadas no vale do rio Jacurici, o qual está inserido no Cinturão Orogênico
Salvador-Curaçá, gerado durante a colisão paleoproterozoica dos Blocos Gavião,
Jequié, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha, constituintes do cráton do São
Francisco. Compreende uma sequência metassedimentar que representa uma das
principais encaixantes do corpo máfico-ultramáfico mineralizado em cromo, cujos
direitos minerários pertencem à companhia FERBASA. A partir do estudo
petrográfico foi possível observar que estas litologias correspondem a intercalações
de serpentina mármores, que são essencialmente calcíticos, diopsiditos, granadabiotita-hiperstênio-diopsídio granulito, metacherts e, no topo da sequência,
metarcóseos. Os dados litogeoquímicos associados ao estudo petrográfico
auxiliaram a compreensão da distribuição dos elementos maiores e menores nos
minerais, o que possibilitou indicar a composição de alguns destes, como a
presença de diopsídio-hedenbergita e augita nos diopsiditos, e biotita títanífera nos
granulitos, característica de contribuição pelítica em rochas de alto grau
metamórfico. As concentrações de elementos traços conferem com as de rochas de
origem sedimentar, como altos valores de Ba, Sr, enriquecimento de metálicos na
porção de maior contribuição de argilominerais (Co, Cu, V), isto é, nos granulitos e
baixos valores de Ni e Zr. Aliados ao forte enriquecimento em ETRL, das anomalias
positivas de Ce e ligeiramente positivas de Eu em relação a composição de ETR’s
da água do mar, estes dados sugerem que os protólitos dessas rochas possuem
diferentes contribuições de material siliciclástico, carbonático e pelítico em um
ambiente marinho raso com contribuição de fluidos continentais, possivelmente de
ambiente estuarino.
Palavras-chave: vale do
petrografia; litogeoquímica.
Rio
Jacurici;
metacarbonáticas;
calssicilicáticas;
ABSTRACT
The metacarbonate and calcissilicatic rocks in study are located in the Rio
Jacurici valley, that is inserted in the Orogenic Belt of Salvador-Curaçá generated
during the Paleoproterozoic collision of the Blocks of Gavião, Jequie, ItabunaSalvador-Curaçá and Serrinha, which constitute the San Francisco craton.It
comprises a metasedimentary sequence that represents one of the major maficultramafic chrome mineralized body host rocks, whose mining rights belong to
FERBASA company. Through the petrographic study was possible to observe that
these lithologies are intercalations of serpentine marbles, which are mainly calcitic,
diopsidites, garnet-biotite-hypersthene-diopside granulite, metacherts and, at the top
of the sequence, metarcoses.The lithogeochemical data in association with the
petrographic study enabled the understanding of major and minor elements
distribution in minerals, which indicated some minerals composition, such as the
presence of diopside and augite-hedenbergite in diopsidites and titaniferous biotite in
granulites, featuring pelitic contribution in high metamorphic grade rocks. The trace
elements values confer with rocks of sedimentary origin, such as high values of Ba,
Sr, metal enrichment in the portion of greater clay minerals contribution (Co, Cu, V),
as in granulites, and low values of Ni. Allied to the strong enrichment in LREE,
positive Ce anomalies and slightly positive Eu relative to REE composition of
seawater, these data suggest that the protoliths of these rocks have different
contributions of siliciclastic, pelitic and carbonate materials in a shallow marine
environment with contribution of continental fluids, possibly from estuarine
environment.
Keywords: Rio Jacurici
lithogeochemistry.
valley;
metacarbonate;
calcissilicatic;
petrography;
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1: Mapa de localização e principais vias de acesso para a área da
FERBASA no vale do Rio Jacurici, Bahia.
18
Figura 2.1: Sistema CaO-MgO-SiO2 -CO2 -H2O, com os componentes CO2 e H2O. A
área sombreada de verde representa a composição comum em calcários e
dolomitos. A metade do triângulo à esquerda, de cor violeta, representa a área de
interesse para metacarbonatos. Já a metade do triângulo à direita, representa a área
das rochas ultramáficas carbonáticas.
24
Figura 2.2: Sequência representativa das reações metamórficas no diagrama CaOMgO-SiO2-H2O-CO2.
26
Figura 3.1: Porção continental da Placa Sul-Americana, com as áreas estáveis
(Plataforma Sul-Americana), áreas instáveis e extensão do Brasil com destaque para
os crátons. (I) Guianas; (II) Brasil Central; e (III) Atlântico.
27
Figura 3.2: Delimitação do Cráton do São Francisco e suas faixas móveis segundo
Almeida (1977).
29
Figura 3.3: Mapa simplificado do Estado da Bahia exibindo os domínios tectônicosgeocronológicos arqueanos e paleoproterozoicos.
33
Figura 3.4: Posições postuladas dos blocos arqueanos e início da colisão
paleoproterozoica.
33
Figura 3.5: Perfis geotectônicos E-W no NNE do estado da Bahia, destacando
somente rochas de idade paleoproterozoica. (a) Estágio colisional intermediário no
Paleoproterozoico com formação dos Greenstone Belts. As intrusões máficoultramáficas de Caraíba e Medrado (vale do Jacurici) e de granitos sin-tectônicos
estão relacionadas a este estágio. (b) Estágio final da orogênese com a colocação
de sienitos e granitos. Atualmente nas porções oeste e leste podem ser observados
terrenos granulíticos sobrepostos a terrenos anfibolíticos e xisto-verdes. Diagramas
PxT localizados na lateral superior direita das seções. O sentido horário da trajetória
metamórfica atesta o contexto colisional. GB = Greenstone Belt.
36
Figura 3.6: Mapa geológico do Cinturão Salvador-Curaçá destacando as unidades
granulíticas mesoarqueanas (Complexo Caraíba, Tanque Novo-Ipirá e Suíte São
José do Jacuípe) e granitoides paleoproterozoicos. Simplificado e atualizado de
Barbosa e Dominguez (1996), Kosin et al. (2003) e Oliveira et al. (2010).
37
Figura 4.1: Seção 15 interpretada, referente aos furo amostrados M2E-83-68°W e
M2E-82-68°W.
48
Figura 4.2: Seção 16-C interpretada, referente ao furo amostrado M2E-77-50°W
48
Figura 4.3: Seção 31 interpretada, referente ao furo amostrado IG293-1337-70°W. 49
Figura 4.4: Seção 3450 (não interpretada), referente ao furo amostrado PD08-90°. 49
Figura 4.5: Coluna estratigráfica do sill máfico-ultramáfico do vale do Jacurici
proposta por Barbosa de Deus e Viana (1982).
58
Figura 4.6: Imagem de satélite destacando a Serra de Itiúba (à leste).
60
Figura 5.1: Composição modal das amostras de serpentina mármore.
69
Figura 5.2: Diagrama de classificação para rochas metacarbonáticas, calcissilicáticas
e afins. C, carbonatos: calcita, dolomita e aragonita. CS, minerais calcissilicáticos; S,
todos os demais silicatos. Em vermelho estão as amostras de mármores e em azul
de diopsiditos.
71
Figura 5.3: Composição modal das amostras de granulitos paraderivados.
76
Figura 6.1: Sistema CMS-HC (CaO-MgO-SiO2-H2O-CO2). As zonas 1a, 1b e 1c
representam os Mármores Dolomíticos à Calcítico-dolomíticos; as 2a e 2b
representam os Mármores Calcissilicáticos .
80
Figura 6.2: Distribuição dos óxidos dos elementos maiores nos serpentina mármores
a) SiO2; b) CaO; c) MgO; d) Fe2O3 e, e) Al2O3.
81
Figura 6.3: Relações entre óxidos de elementos maiores nos mármores: a) CaO x
MgO; b) CaO x SiO2; c) Fe2O3 x SiO2; d) Al2O3 x SiO2; e e) Al2O3 x Fe2O3.
83
Figura 6.4: Distribuição dos óxidos dos elementos maiores nos diopsiditos a) SiO 2; b)
CaO; c) MgO; d) Fe2O3. e, e) Al2O3.
84
Figura 6.5: Relações entre óxidos de elementos maiores nos diopsiditos a) Al 2O3 x
Fe2O3; b) Fe2O3 x Na2O; c) Na2O x CaO; e d) Al2O3 x CaO;
86
Figura 6.6: Valores de SiO2/Al2O3, K2O/Na2O e MgO/CaO dos granulitos
paraderivados no diagrama de discriminação de protólito (amostras em azul e preto).
87
Figura 6.7: Relação K2O/Na2O x SiO2/Al2O3 nos granulitos paraderivados.
88
Figura 6.8: Distribuição dos óxidos dos elementos maiores nos granulitos a) SiO 2; b)
CaO; c) MgO; d) Fe2O3.; e) Al2O3; f) Na2O; g) K2O e h) TiO2.
89
Figura 6.9: Relações entre óxidos de elementos maiores nos granulitos
paraderivados: a) CaO x SiO2; b) MgO x SiO2; c) Fe2O3 x SiO2; d) Na2O x SiO2; e e)
Fe2O3 x TiO2.
91
Figura 6.10: Padrão dos ETR das rochas supracrustais do vale do Jacurici
normalizadas ao folhelho NASC (HASKIN e FREY, 1966 apud RICHARD, 1985). 98
Figura 6.11: Padrão dos ETR das rochas supracrustais do vale do Jacurici
normalizadas à água do mar (RICHARD, 1995).
98
Figura 6.12: Padrão dos ETRs dos mármores dolomíticos da sequência
metavulcano-sedimentar de Acarape, CE, normalizados ao folhelho NASC.
102
Figura 6.13: Padrão dos ETRs dos mármores dolomíticos da sequência
metavulcano-sedimentar de Acarape, CE, normalizados em relação à água do mar.
102
LISTA DE FOTOS
Foto 4.2 - Diopsidito com granada, amostra MM-05, da região de Medrado, furo
M2E-82- 68° W (Seção 15).
51
Foto 4.1: Diopsidito intercalado com granulito (“micro-gabro”), amostra MI-05, da
região de Ipueira, furo IG293-1337-70°W (Seção 31).
51
Foto 4.3 – Serpentina mármore típico, apresentando olivinas serpentinizadas desde
de milimétricas à alguns centímetros. Foto meramente ilustrativa (não amostrada). 52
Foto 4.4 – Contato entre o diopsidito com o serpentina mármore, amostra MM-14, da
região de Medrado, furo M2E-77-50°W (Seção 16-C).
53
Foto 4.5 - Metachert impuro exibindo bandamento entre níveis puramente
quartzosos e níveis ricos em diopsídio e/ou anfibólio, amostra MM-18, região de
Medrado, furo M2E-77-50°W (Seção 16-C).
53
Foto 4.6 - Metarcóseo, amostra MM-01.1, região de Medrado, furo M2E-83-68° W
(Seção 15).
54
Foto 4.7: Granulito (“micro-gabro”) típico, amostra MM-03, da região de Medrado,
furo M2E-82-68° W (Seção 15).
56
LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS
Fotomicrografia 5.1: Serpentina mármore, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis
cruzados. A foto mostra um cristal de serpentina com cerca de 1mm, apresentando
ainda núcleos de olivina muito fina. A calcita, cuja geminação polissintética é
evidente, forma a matriz ao redor da serpentina. Amostra MPD_02. Aumento de 10x.
67
Fotomicrografia 5.2: Serpentina mármore, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis
cruzados. A foto mostra um cristal de serpentina, apresentando ainda núcleos de
olivina e cristais idioblásticos à subdioblásticos de granada em meio à matriz
calcítica. Amostra MPD_02. Aumento de 10x.
68
Fotomicrografia 5.3: Serpentina mármore, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis
cruzados. A foto mostra cristais de serpentina e muscovita em meio à matriz
calcítica. É possível ainda observar preenchimentos de calcita nos grãos de
serpentina. Amostra MM_19. Aumento de 10x.
68
Fotomicrografia 5.4: Diopsidito, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis cruzados. A
foto mostra cristais de clinopiroxênio que formam uma textura granoblástica
decussada a poligonal. É possível observar os diversos contatos entre os grãos e a
presença de uma vênula de carbonato que corta a amostra. Amostra MM_17.
Aumento de 02x.
71
Fotomicrografia 5.5: Granulito paraderivado, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis
cruzados. A foto mostra cristais de clinopiroxênio, ortopiroxênio, biotita e plagioclásio
e k-felspato, os quais formam uma textura granoblástica decussada. É possível
observar os diversos contatos entre os grãos. Amostra MM_04. Aumento de 02x. 74
Fotomicrografia 5.6: Granulito paraderivado, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis
cruzados. A foto mostra cristais de clinopiroxênio, ortopiroxênio, biotita e
plagioclásio, anfibólio e minerais opacos. Amostra MI_05. Aumento de 10x.
75
Fotomicrografia 5.7: Granulito paraderivado, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis
cruzados. A foto mostra cristais de plagioclásio, mesopertitas, quartzo e biotita.
Amostra MM_01. Aumento de 01x.
75
Fotomicrografia 5.8: Metarcóseo, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis cruzados. A
foto mostra cristais xenoblásticos de quartzo, plagioclásio, biotita e k-feldpatos
dispostos em uma textura granoblástica decussada a granular. Amostra MM_01_1.
Aumento de 02x.
77
Fotomicrografia 5.9: Metarcóseo, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis cruzados. A
foto mostra cristais xenoblásticos de quartzo, plagioclásio, mesopertita e k-feldpatos
dispostos em uma textura granoblástica decussada a granular. É possível observar
intercrescimento mimequítico no plagioclásio, quando em contato com o felspato
alcalino. Amostra MM_01_1. Aumento de 10x.
77
Fotomicrografia 5.10: Metarchert, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis cruzados. A
foto mostra cristais xenoblásticos de quartzo que formam um mosaico com textura
granoblástica granular. Amostra MM_09. Aumento de 10x.
78
LISTA DE TABELAS
Tabela 4.1: Relação dos furos e suas respectivas seções e coordenadas (UTM).
47
Tabela 6.1: Concentrações dos principais elementos traços nos serpentina
mármores.
93
Tabela 6.2: Concentrações dos principais elementos traços nos diopsiditos.
94
Tabela 6.3: Concentrações dos principais elementos traços nos granulitos
paraderivados.
94
Tabela 6.4: Abundância dos elementos em alguns tipos de rochas. X = 1 – 9 %.
94
Tabela 6.5: Valores de ETR’s nos diopsiditos.
96
Tabela 6.6: Valores de ETR’s nos mármores.
97
Tabela 6.7: Valores de ETR’s nos granulitos.
97
Tabela 6.8: Valores padrão de ETR’s para o folhelho NASC.
97
SUMÁRIO
1
CAPÍTULO I – INTRODUÇÃO ........................................................................... 17
1.1
LOCALIZAÇÃO E ACESSOS ..................................................................... 18
1.2
OBJETIVOS ................................................................................................ 19
1.2.1
Objetivo Geral ........................................................................................ 19
1.2.2
Objetivos Específicos ............................................................................ 19
1.3
2
CAPÍTULO II - FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ................................................ 22
2.1
3
MATERIAIS E MÉTODOS .......................................................................... 19
METAMORFISMO DE MÁRMORES E ROCHAS CALCISSILICÁTICAS ... 22
2.1.1
Metamorfismo de Calcários Puros e Calcários Silicosos ....................... 23
2.1.2
Metamorfismo de Dolomitos e Calcários Impuros ................................. 23
CAPÍTULO III – GEOLOGIA REGIONAL .......................................................... 27
3.1
INTRODUÇÃO ............................................................................................ 27
3.2
COMPARTIMENTAÇÃO
GEOLÓGICA
DO
CRÁTON
DO
SÃO
FRANCISCO.......................................................................................................... 28
3.2.1
Cinturão Salvador-Curaçá .................................................................. 34
3.2.1.1
Estruturação, evolução geotectônica e gênese............................... 34
3.2.1.2
Unidades Litoestratigráficas ............................................................ 36
3.2.1.2.1 Suite São José do Jacuípe ...................................................... 38
3.2.1.2.2 Complexo Caraíba ................................................................... 39
3.2.1.2.3 Complexo Tanque Novo-Ipirá ................................................. 41
3.2.1.2.4 Rochas Máfico-Ultramáficas Intrusivas ................................. 42
3.2.1.2.5 Granitoides Paleoproterozoicos ............................................. 44
4
CAPÍTULO IV - GEOLOGIA LOCAL ................................................................. 46
4.1
INTRODUÇÃO ............................................................................................ 46
4.2
UNIDADES LITOLÓGICAS DO VALE DO RIO JACURICI ......................... 46
4.2.1
Sequência Supracrustal Metamorfizada ............................................ 47
4.2.2
Sill Diferenciado Máfico-Ultramáfico ................................................. 56
4.2.3
Ortognaisses G1 .................................................................................. 58
4.2.4
Diques Máficos .................................................................................... 58
4.2.5
Ortognaisses G2 .................................................................................. 59
4.2.6
Granitoides G3 ..................................................................................... 59
4.2.7
Rochas Pegmatíticas ........................................................................... 60
4.2.8
4.3
Diques de Metadiabásio ...................................................................... 61
HISTÓRIA DEFORMACIONAL E CONFIGURAÇÃO ESTRUTURAL DO
VALE DO JACURICI .............................................................................................. 61
5
6
CAPÍTULO V – PETROGRAFIA ....................................................................... 64
5.1
MÁRMORES ............................................................................................... 64
5.2
DIOPSIDITOS ............................................................................................. 69
5.3
GRANULITOS PARADERIVADOS ............................................................. 72
5.4
METARCÓSEOS ........................................................................................ 76
5.5
METACHERT .............................................................................................. 78
CAPÍTULO VI - GEOQUÍMICA .......................................................................... 79
6.1
COMPORTAMENTO DOS ELEMENTOS MAIORES E MENORES ........... 79
6.1.1
Mármores ............................................................................................. 79
6.1.1.1
Elementos Maiores e Menores........................................................ 79
6.1.1.2
Distribuição dos Elementos Maiores nos Minerais .......................... 81
6.1.2
Diopsiditos ........................................................................................... 83
6.1.2.1
Elementos Maiores e Menores........................................................ 83
6.1.2.2
Distribuição dos Elementos Maiores nos Minerais .......................... 85
6.1.3
Granulitos Paraderivados ................................................................... 86
6.1.3.1
Elementos Maiores e Menores........................................................ 86
6.1.3.2
Distruibuição dos Elementos Maiores nos Minerais ........................ 90
6.2
COMPORTAMENTO DOS ELEMENTOS TRAÇOS ................................... 91
6.3
COMPORTAMENTO DOS ELEMENTOS TERRAS RARAS ...................... 95
6.3.1
Anomalias de Ce e Eu ......................................................................... 99
7
CAPÍTULO VII - CONSIDERAÇÕES FINAIS .................................................. 103
8
CAPÍTULO VIII - REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .................................... 106
9
ANEXOS .......................................................................................................... 111
9.1
Anexo 1 ..................................................................................................... 111
9.1.1
9.2
Anexo 2 ..................................................................................................... 113
9.2.1
9.3
Lista de Abreviação e Fórmula Química dos Minerais ................... 111
Mapa Geológico do Vale do Rio Jacurici, Bahia ............................. 113
ANEXO 3 .................................................................................................. 114
9.3.1
Tabela de Análises Geoquímicas ..................................................... 114
CAPÍTULO I – INTRODUÇÃO
1
_______________________________________________________________
Rochas
metacarbonáticas
e
calcissilicáticas
são
resultantes
do
metamorfismo de dolomitos e calcários ou de sedimentos originalmente
portadores de carbonatos, existindo uma gradação completa entre estes
membros. Estas rochas ocorrem com abundância em terrenos metamórficos
associados a cinturões orogenéticos e ocorrem comumente intercalados com
outros metassedimentos de origem pelítica e siliciclástica. As reações de
descarbonatação que se sucedem durante o metamorfismo dessas rochas
geram uma variedade de silicatos ricos em Ca-Mg, principalmente no
metamorfismo de alto a médio grau, tais como zoisita, tremolita, grossulária,
anfibólio, diopsídio, olivina entre outros (BUCHER e GRAPES, 2010).
Na região do vale do Rio Jacurici, Bahia, inserida no norte do Cinturão
Salvador-Curaçá, importante segmento do Cráton do São Francisco, ocorre
uma sequência de rochas metacarbonáticas e calsissilicáticas como lentes
descontínuas encaixadas nas rochas ortognáissicas do Complexo Caraíba.
Este conjunto de rochas supracrustais representa uma das principais
encaixantes do corpo máfico-ultramáfico acamadado mineralizado em cromo,
de idade paleoproterozoica e estão deformadas e metamorfizadas em
condições de alto grau, configuradas em uma megaestrutura sinclinal. Dentre
as litologias presentes nesta sequência estão rochas
calcissilicáticas
(diopsiditos), mármores, metacherts, granulitos, metarcóseos, formações
ferríferas bandadas, grafititos, quartzitos entre outras. As primeiras cinco
litologias citadas foram amostradas em testemunhos de sondagem para a
confecção do presente estudo, visto que ocorrem com maior frequência na
região onde estão instaladas as minas de Ipueira-Medrado e, à sul do vale, a
região de Pedra do Dórea, pertencentes à companhia Ferro-Ligas da Bahia,
FERBASA.
Neste contexto, o trabalho visa à abordagem dos aspectos petrográficos
e litogeoquímicos dessas rochas de origem metassedimentar, incluindo a
descrição da distribuição e comportamento dos elementos maiores, menores,
17
traços e terras raras, sugerindo, sempre que possível, as condições geológicas
em que estas foram geradas.
1.1
LOCALIZAÇÃO E ACESSOS
Geograficamente a área está inserida no vale do Rio Jacurici, nordeste
do estado da Bahia, abrangendo porções dos municípios de Andorinha e Monte
Santo (Figura 1.1).
Tendo como referência Salvador, o principal acesso se dá pela BR-324,
até Capim Grosso, e pela BR-407 até Senhor do Bonfim, em um percurso de
374 quilômetros. Logo após, até o município de Andorinha, são 48 quilômetros
também por estrada pavimentada. Já o acesso final à área da FERBASA é
realizado através de estrada municipal, com extensão de 10 quilômetros de
Andorinha.
Figura 1.1: Mapa de localização e principais vias de acesso para a área da FERBASA no vale do Rio
Jacurici, Bahia.
ÁREA DE ESTUDO
Fonte: Santos (2013).
18
1.2
OBJETIVOS
1.2.1 Objetivo Geral
O presente trabalho tem como objetivo geral a caracterização
petrográfica e litogeoquímica de amostras obtidas em testemunhos de
sondagem da sequência supracrustal da região do vale do Rio Jacurici, a fim
de classificar adequadamente as litologias e propor os ambientes e condições
geológicas
de
formação
dessas
rochas.
Estes
dados
auxiliarão
na
compreensão da evolução geológica local da área de estudo além de
complementar
a
bibliografia
acerca
de
rochas
metacarbonáticas
e
calcissilicáticas.
1.2.2 Objetivos Específicos
Os objetivos específicos abrangem os seguintes tópicos:
(i)
Classificar e caracterizar as litologias com base no estudo
petrográfico
(análise
modal,
textural,
comportamento
dos
minerais) e análises geoquímicas para elementos maiores e
menores;
(ii)
Descrever os possíveis processos e ambientes envolvidos na
gênese dessas rochas, identificando seus protólitos, tendo em
mãos dados de elementos traço e elementos terras raras;
(iii)
Analisar e interpretar as principais assembleias mineralógicas e
paragêneses em equilíbrio, visando assim à descrição de reações
metamórficas que podem ter dado origem a estes minerais.
1.3
MATERIAIS E MÉTODOS
O desenvolvimento do presente trabalho ocorreu em cinco etapas
sistemáticas: (i) Levantamento Bibliográfico e Estudos Teóricos; (ii) Trabalho de
Campo; (iii) Estudo Petrográfico; (iv) Estudo Geoquímico e (v) Elaboração da
Monografia.
19
(i)
Levantamento Bibliográfico e Estudos Teóricos:
Nesta etapa foram realizadas pesquisas sobre trabalhos pré-existentes,
abrangendo tanto estudos de casos semelhantes ao proposto no presente
trabalho quanto materiais teóricos que abordem as temáticas de interesse,
como metamorfismo de rochas calcissilicáticas e litogeoquímica de rochas
metassedimentares. Também foi foco de estudo, publicações detalhadas sobre
a geologia da área de estudo e seu contexto no cratón do São Francisco.
(ii)
Trabalho de Campo:
Esta etapa foi realizada entre os dias 15 e 18 de julho de 2013, no vale
do Rio Jacurici, na área de domínio da companhia FERBASA. As amostras
foram adquiridas em testemunhos de sondagem realizadas nas áreas onde são
desenvolvidas as atividades de exploração e extração de cromo da empresa.
Durante estas atividades, houve o auxílio dos geólogos Waldemir Queiroz,
Francisco Xavier, Eraldo Bulhões e Jaime Souza Junior. Foram então
selecionadas 35 amostras em três furos da mina de Medrado, uma da Mina de
Ipueira e uma da região de Pedra do Dórea. As mesmas foram catalogadas
segundo as descrições já realizadas pelos geólogos da empresa.
(iii)
Estudo Petrográfico:
Das 35 amostras coletadas em campo, 18 foram selecionadas para
confecção de lâminas delgadas. O estudo foi realizado com a utilização do
microscópio binocular Olympus, modelo BX41, do Laboratório de Mineralogia
Óptica e Petrografia do IGEO/UFBA. Nesta etapa foram descritos importantes
aspectos de cada litotipo, como composições mineralógicas, classificação
modal e considerações texturais. Fotomicrografias representativas de cada
amostra foram tomadas para ilustrar as principais características descritas no
relatório.
(iv)
Estudo Geoquímico:
Foram realizadas análises químicas de rocha total para 33 das amostras
coletadas, no laboratório da empresa Geosol. As análises foram financiadas
pela Companhia Baiana de Pesquisa Mineral e os seguintes métodos foram
utilizados: (i) ICP (Inductively Coupled Plasma) por digestão com água régia
20
(3HCl+HNO3) para elementos maiores; (ii) ICP com digestão utilizando-se
peróxido de sódio (Na2O2) para elementos menores e traços; e (ii) ICP-MS
(Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry) por digestão com metaborato
de lítio (LiBO2) para ETR. Para interpretação dos dados foi utilizado o software
Minpet para Windows, versão 2.02 (RICHARD, 1985), o que possibilitou a
criação de gráficos ternários de classificação geoquímica, além de gráficos de
elementos terras raras. Os demais gráficos utilizados na descrição da
geoquímica dos elementos maiores foram confeccionados no Microsoft Office
Excel 2007.
(v)
Elaboração da Monografia:
Tendo em mãos os dados adquiridos na etapa de campo, estudos
petrográficos e análises geoquímicas de rocha total, foi elaborada a
monografia,
que
compreende
as
descrições
destes
aspectos
e
as
interpretações e conclusões que puderam ser feitas com o nível de dados
fornecidos. Este trabalho representa o Trabalho Final de Graduação do curso
de graduação em Geologia, na Universidade Federal da Bahia.
21
2
2.1
CAPÍTULO II - FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
METAMORFISMO DE MÁRMORES E ROCHAS CALCISSILICÁTICAS
Através da compilação de trabalhos descritivos sobre o metamorfismo
de rochas carbonáticas (BUCHER e GRAPES, 2010; WINTER, 2010;
YARDLEY, 1989), foi realizada uma síntese sobre o tema, cuja aplicação é
fundamental para o desenvolvimento do presente trabalho.
De acordo com estes autores, rochas carbonáticas sedimentares
consistem predominantemente de dolomita (CaMg(CO3)2) e calcita (CaCO3),
que formam dolomitos e calcários, respectivamente. Existe uma gradação
completa entre os membros finais representados por dolomitos e calcários
puros, indicados pelos termos dolomitos calcíticos, calcários dolomíticos e
calcários magnesianos. À medida que apresentam conteúdos variáveis de
quartzo, podem ser referidas também como dolomitos e calcários silicosos.
Seus correspondentes metamórficos são os mármores, e podem conter
diversas quantidades de minerais silicáticos ricos em Ca e/ou Mg,
especialmente nos graus médios a alto de metamorfismo (tal como zoisita,
grossulária, anfibólio, diopsídio, olivina entre outros). Quando são pobres
nestes minerais, são simplesmente denominados de acordo com o mineral
carbonático dominante: dolomita mármores, mármores dolomíticos, calcita
mármores, mármores calcíticos. Na ocorrência destes silicatos em quantidades
modais, levam os mesmos na sua nomenclatura: tremolita mármores, diopsídio
mármores,
forsterita
mármores
entre
outros.
É
comum
encontrar
metassedimentos ricos nestes silicatos, mas que contêm pouco ou nenhum
carbonato.
Estes
são
denominadas
de
rochas
calcissilicáticas.
Os
metacarbonatos e rochas calcissilicáticas são abundantes em terrenos
metamórficos associados a cinturões orogenéticos e ocorrem comumente
intercalados com outros metassedimentos, além de ocorrerem em aureolas de
contato entre intrusões magmáticas rasas e dolomitos ou calcários (skarns),
como produto da interação metassomática entre os mesmos.
Rochas calcissilicáticas são formadas do metamorfismo de sedimentos
originalmente portadores de carbonatos e as reações que se seguem neste
22
processo envolvem basicamente a destruição de dolomita e calcita, com perda
de CO2 na produção de silicatos (reações de descarbonatação). Para descrever
sedimentos carbonáticos metamorfizados, é apropriado dividi-los entre: (i)
Metamorfismo de Calcários Puros e Calcários Silicosos; e (ii) Metamorfismo de
Dolomitos e Calcários Impuros.
2.1.1 Metamorfismo de Calcários Puros e Calcários Silicosos
Estas rochas são compostas basicamente por calcita, com menores
proporções de quartzo, geralmente detrítico. Algumas vezes pode ocorrer
grafita, derivada de restos orgânicos. Como a calcita é um mineral estável em
todas as pressões, exceto as muito elevadas, estas rochas fornecem poucos
indicativos das condições de sua formação.
Quando há presença de quartzo, nas situações de baixas pressões e
temperaturas muito elevadas, pode ocorrer a formação da wollastonita,
piroxênio resultante da reação entre quartzo e calcita. Este cenário é bastante
comum no metamorfismo de contato. A reação para formar a wollastonita se
segue da seguinte maneira:
(i)
CaCO3 (Cal) + SiO2 (Qtz) → CaSiO3 (Wo) +CO2
Apesar da baixa probabilidade de ocorrer reações mineralógicas nos
calcários puros, a mudança textural é extensa, visto que a recristalização da
calcita pode gerar granulometrias mais grossas e orientação preferencial.
Somente em temperaturas excepcionalmente elevadas e baixas pressões
ocorrem outras fases, como o carbonato espurrita (Ca 4SiO2O8.CaCO3) e
olivina cálcica, larnita (Ca2SiO4).
2.1.2 Metamorfismo de Dolomitos e Calcários Impuros
Diferentemente do número de fases limitadas que podem ser formadas a
partir do metamorfismo de calcários puros ou com a presença de algum
quartzo, a presença de dolomita pode gerar diversos indicadores de grau
metamórfico, representados por uma gama de silicatos de Ca e/ou Mg
formados em condições de P-T usuais, como talco, tremolita e diopsídio.
23
Há uma sequência de isógradas de aparecimento mineral em
sedimentos carbonáticos impuros, submetidos a um metamorfismo regional
definida por Bowen (1940) e Tiley (1951) apud Yadley (1989):
 Talco (nem sempre presente);
 Tremolita;
 Diopsídio ou forsterita;
 Diopsídio + forsterita.
O aparecimento de forsterita foi reportado como anterior ao do diopsídio.
No entanto, estes surgem a temperaturas muito próximas, levando a
composição da rocha a ter uma influencia grande sobre este processo.
Para se discutir relações entre as fases presentes em mármores
impuros, H2O e CO2 devem ser adicionados os componentes Cal, Dol e Qtz,
constituindo o sistema CMS-HC (CaO-MgO-SiO2-H2O-CO2) (Figura 2.1). Neste
sistema, estão representadas as composições dos principais minerais que
podem ser gerados e suas relações. Em adição ao quartzo, silicatos e
carbonatos de Ca-Mg, estas rochas podem ainda conter outras fases minerais
como micas, feldspatos, granada e etc, que não mudam substancialmente as
relações entre os silicatos de Ca-Mg.
Figura 2.1: Sistema CaO-MgO-SiO2 -CO2 -H2O, com os componentes CO2 e H2O. A área
sombreada de verde representa a composição comum em calcários e dolomitos. A metade do
triângulo à esquerda, de cor violeta, representa a área de interesse para metacarbonatos. Já a
metade do triângulo à direita, representa a área das rochas ultramáficas carbonáticas.
Fonte: Winter (2010).
24
Uma sequência de compatibilidade entre CaO-MgO-SiO2-H2O-CO2 se
encontra sintetizada no diagrama da figura 2.2. A relação das siglas e seus
respectivos minerais, além de suas fórmulas químicas se encontram no Anexo
1. A primeira reação metamórfica que ocorre (Figura 2.2a e b) é tipicamente:
3 Dol + 4 Qtz + H2O → Tlc + 3 Cal + 3 CO2 (Reação 2.1)
Uma vez que o quartzo é consumido, a temperatura ascende até o
sistema interceptar a curva onde há a aparição de tremolita (Figura 2.2c):
5 Tlc + 4 Qtz + 6 Cal → 3 Tr + 6 CO2 + 2 H2O (Reação 2.2)
Quando a reação 2.2 é completada, talco ou quartzo serão consumidos
por completo, e a temperatura irá ascender novamente. Mármores dolomíticos
inseridos no campo Dol-Tlc-Cal irão passar pela reação que introduz tremolita
nos dolomitos silicosos. (Figura 2.2d):
2 Tlc + 3 Cal → Dol + Tr + CO2 + H2O (Reação 2.3)
Já o talco é consumido primeiro em calcários impuros e em dolomitos
silicosos impuros mais raros. Na maioria dos casos, quartzo é consumido
primeiro, então, a origem do diopsídio por esta reação é menos provável e
pode ser descartada (Figura 2.2e):
Tr + 2 Qtz + 3 Cal → 5 Di + 3 CO2 + H2O (Reação 2.4)
A próxima reação que ocorre em potencial introduz o diopsídio no
sistema em dolomitos impuros (Figura 2.2e):
Cal + Tr → Dol + 4 Di + H2O + CO2 (Reação 2.5)
O diopsídio pode ser gerado também através de outra reação,
envolvendo dolomita e quartzo iniciais, quando fluidos muito ricos em CO 2,
típicos de metamorfismo de alto grau, estão presentes no sistema:
Dol + 2 Qtz → Di + 2 CO2 (Reação 2.6)
Já a forsterita pode ser introduzida em dolomitos impuros através da
reação (Figura 2.2f):
11 Dol + Tr → 8 Fo + 13 Cal + H2O + 9 CO2 (Reação 2.7)
Quando o diopsídio ocorre (em dolomitos mais silicosos), a forsterita
pode ser também introduzida pela seguinte reação (Figura 2.2f):
Di + 3 Dol → 2 Fo + 4 Cal + 2 CO2 (Reação 2.8)
25
No centro de aureolas de metamorfismo de contato em temperaturas de
aproximadamente 550°C e pressões de 0.1Gpa, quando a pressão parcial de
CO2 > 0.2, a wollastonita é gerada em calcários silicosos, pela seguinte reação
(Figura 2.2g):
Cal + Qtz → Wo + CO2 (Reação 2.9)
Em aureolas ainda mais quentes (T > 700°C), a dolomita finalmente é
quebrada gerando periclásio e calcita (Figura 2.2h):
Do → Per + Cal + CO2 (Reação 2.10)
Figura 2.2: Sequência representativa das reações metamórficas no diagrama CaO-MgO-SiO2-H2OCO2.
Fonte: After Spears (1993 apud Winter, 2010).
26
CAPÍTULO III – GEOLOGIA REGIONAL
3
_______________________________________________________________
3.1
INTRODUÇÃO
As rochas calcisilicáticas do vale do rio Jacurici estão inseridas no
embasamento da porção norte do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, contido
no cráton do São Francisco, que por sua vez representa um remanescente de
crosta continental arqueana-paleoproterozoica de grande importância da
Plataforma Sul-Americana (ALMEIDA, 1977) (Figura 3.1).
Figura 3.1: Porção continental da Placa Sul-Americana, com as áreas estáveis (Plataforma SulAmericana), áreas instáveis e extensão do Brasil com destaque para os crátons. (I) Guianas;
(II) Brasil Central; e (III) Atlântico.
Fonte: Modificado de Almeida et al. (1976, apud SCHOBBENHAUS e BRITO NEVES, 2003).
27
3.2
COMPARTIMENTAÇÃO
GEOLÓGICA
DO
CRÁTON
DO
SÃO
FRANCISCO
O cráton do São Francisco, segundo Almeida (1977) (Figura 3.2),
representa uma porção continental de substrato cristalino (mais antigas que
1.8Ga) não envolvido em deformações Brasilianas, ocorridas no final do
Neoproterozoico, evento que culminou na formação do supercontinente de
Gondwana (BRITO NEVES et al., 1999; ALKMIM et al. 2001).
O embasamento deste cráton consiste de cerca de 50% da sua área
total contida na Bahia e é composto basicamente por rochas arqueanas e
paleoproterozoicas de alto a médio grau de metamorfismo (“terrenos de alto
grau” e “complexos gnáissico-migmatíticos”), nas quais estão encaixadas
sequências vulcanossedimentares do tipo greenstone belts, geralmente em
fácies xisto verde a anfibolito, ocupando áreas consideravelmente menores
(BARBOSA e SABATÉ, 2003). Estas rochas também afloram no estado de
Minas Gerais, no extremo sul do cráton (Cinturão Mineiro) (Figura 3.2).
As faixas de dobramento que delimitam o Cráton do São Francisco
registram as acresções e posteriores colisões diacrônicas que ocorreram
durante o Brasiliano ao longo de suas bordas. Estas possuem as seguintes
denominações: (i) Faixa Riacho do Pontal e Sergipana (BRITO NEVES et al.
2000), à norte e nordeste respectivamente; (ii) Faixa Araçuaí (ALMEIDA, 1977)
à sul; (iii) Faixa Brasília (ALMEIDA, 1977) à oeste e (iv) Faixa Rio Preto (INDA
et al. 1984) à norte (Figura 3.2).
28
Figura 3.2: Delimitação do Cráton do São Francisco e suas faixas móveis segundo Almeida
(1977).
Fonte: Barbosa et al. (2012).
29
Segundo o modelo de evolução geológica-geotectônica de Barbosa e
Sabaté (2002) e atualização segundo estudos recentes de Barbosa et al.
(2012), o cratón consiste de seis importantes segmentos crustais que colidiram
e se estabilizaram no Paleoproterozoico (Figura 3.3). Suas posições postuladas
durante a colisão se encontram ilustradas na Figura 3.4 e abaixo são
apresentadas suas principais características geológicas:
(i)
Bloco Gavião, constituído por núcleos TTG, metamorfisados na
fácies anfibolito, com idades U-Pb SHRIMP em zircões entre 3,43.1Ga (MARTIN et al., 1991; MARINHO, 1991; SANTOS PINTO,
1996; CUNHA et al. 1996; BASTOS LEAL, 1998 apud BARBOSA
e SABATÉ, 2003) sequências arqueanas vulcanossedimentares
como o Contendas-Mirante (MARINHO, 1991 apud BARBOSA e
SABATÉ, 2003), sendo a maioria do tipo greenstone belts, a
exemplo de Mundo Novo (MASCARENHAS e SILVA, 1994 apud
BARBOSA e SABATÉ, 2003), Umburanas, Brumado e Guajeru
(CUNHA et al., 1996) reequilibrados na fácies xisto-verde; rochas
arqueanas graníticas-granodioríticas por vezes migmatizadas e
reequilibradas na fácies anfibolito, bacias metassedimentares
paleoproterozoicas, a exemplo de Jacobina, além de diversas
intrusões graníticas e máfica-ultramáficas proterozoicas.
(ii)
Bloco
Serrinha,
constituído
por
ortognaisses
graníticos-
granodioríticos e tonalíticos com idades entre 3,1 e 2,8 Ga (Rb-Sr,
Pb-Pb zircão, U-Pb zircão) (GAAL et al., 1987; OLIVEIRA et al.,
1999; MELLO et al., 2000; RIOS, 2002; apud BARBOSA e
SABATÉ, 2003) reequilibradas na fácies anfibolito; enclaves
gabróicos
e
sequências
do
tipo
greenstone
belts
paleoproterozoicos (Rio Itapicuru e Rio Capim).
(iii)
Bloco Jequié, constituído por migmatitos com enclaves de
supracrutais com idades entre 3,0-2,9Ga (WILSON, 1987;
MARINHO, 1991; MARINHO et al. 1994; apud BARBOSA e
SABATÉ, 2003) e intrusões graníticas-granodioríticas com idades
30
entre 2,8-2,7Ga (Rb-Sr, Pb-Pb RT, U-Pb SHRIMP em zircão)
(ALIBERT e BARBOSA, 1992 apud BARBOSA e SABATÉ, 2003).
Estas
unidades
formaram
o
embasamento
para
bacias
intracratônicas do tipo rifte onde se acumularam rochas
vulcânicas básicas a intermediárias e sequências químicosedimentares como formações ferríferas. Todo o embasamento
do bloco encontra-se reequilibrado na fácies granulito.
(iv)
Cinturão/Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, em cuja porção norte
(Cinturão Salvador-Curaçá, detalhado mais adiante) encontra-se
a área de estudo. É constituído por tonalitos-trondjemitos com
idades entre 2,6 e 2,1Ga em cristais de zircão (Pb-Pb evaporação
e U-Pb SHRIMP) (LEDRU et al.e 1993; SILVA et al. 1997;
BARBOSA e PEUCAT, 2003 apud BARBOSA e SABATÉ, 2003);
charnockitos de ~2,6 (U-Pb SHRIMP em zircão); sequências
metassedimentares intercaladas; além de gabros e basaltos de
fundo oceânico e/ou bacias de back-arc de fonte mantélica
(TEIXEIRA, 1997 apud BARBOSA e SABATÉ, 2003). Todas estas
unidades foram reequilibradas na fácies granulito durante o
Paleoproterozoico. São comuns a presença de intrusões de
ambiente de subducção (monzonitos de afinidade shoshonítica e
tonalitos sintectônicos), como de arco de ilhas e bacias de backarc, ambientes predominantes na construção do referido bloco
(FIGUEIRÊDO, 1989; BARBOSA, 1990, 1997; TEIXEIRA e
FIGUEIRÊDO, 1991 apud BARBOSA e SABATÉ, 2003).
(v)
Cinturão Salvador-Esplanada, que corresponde a uma faixa
costeira que se estende de Salvador, Bahia, até o Estado de
Sergipe. Oliveira (1990) subdividiu o cinturão em dois domínios
tectônicos: um definido por milonitos da Zona de Aporá-Itamira e
uma suíte granitoide e outro denominado de Zona SalvadorConde, onde ocorrem rochas anfibolíticas e granulíticas.
31
(vi)
Bloco Uauá, no qual estudos recentes consideraram as rochas
dessa unidade como alóctones em relação as do Complexo Santa
Luz (Bloco Serrinha), apesar de não terem sido identificadas
diferenças litogeoquímicas significantes (RIOS et al., 2009;
OLEIRA et al., 2002, 2004a,b,2012; apud BARBOSA et al., 2012).
É composto por anortositos metamorfizados e bandados, que
afloram na margem ocidental do Bloco, com idades Pb-Pb em
rocha total de 3.161+65Ma, sugerindo que sejam os mais antigos
do cráton do São Francisco. Além destas rochas, ocorrem
também gnaisses e migmatitos e corpos granodioríticos (SEIXAS
et al., 1985 apud BARBOSA et al., 2012) e o greenstone belt de
Rio Capim.
Truncando o embasamento do cráton, especificamente ao longo do
Bloco Gavião, encontra-se um rifte continental abortado, que posteriormente
sofreu esforços colisionais no Brasiliano, gerando a serra do Espinhaço
Setentrional. Este encerra um importante compartimento geotectônico de
orientação N-S, no qual foram depositadas as coberturas que constituem os
Supergrupos Espinhaço (Mesoproterozoico) e São Francisco (Neoproterozoico)
(ALKMIM et al., 1993), além de intrusivas diversas. Sobrepostas às unidades
descritas, encontram-se os sedimentos fanerozoicos, a exemplo da Bacia do
Recôncavo-Tucano-Jatobá de idade mesozoica e coberturas inconsolidadas de
idade tércio-quaternária
32
Figura 3.3: Mapa simplificado do Estado da Bahia exibindo os domínios tectônicosgeocronológicos arqueanos e paleoproterozoicos.
Fonte: Barbosa et al.(2012).
Figura 3.4: Posições postuladas dos blocos arqueanos e início da colisão
paleoproterozoica.
Fonte: Barbosa e Sabaté, 2003.
33
3.2.1 Cinturão Salvador-Curaçá
3.2.1.1 Estruturação, evolução geotectônica e gênese
O Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá consiste de uma faixa de rochas
que se estende por mais de 800 km, desde o sul até o norte do estado da
Bahia (OLIVEIRA et al., 2004), além da borda leste do Bloco Gavião e da borda
oeste do Bloco Serrinha (KOSIN et al., 2003). Segundo estes autores,
aproximadamente na latitude da cidade de Salvador, esta faixa se divide em
dois membros, um que segue para nordeste ao longo da costa atlântica e o
outro para norte ao longo interior. Na sua porção meridional, está situado entre
o bloco Jequié e o Oceano Atlântico e é conhecido principalmente por Cinturão
Costeiro Atlântico. Já na setentrional, o membro situado no interior está
inserido entre os blocos Gavião, a oeste, e Serrinha, a leste, sendo
denominado por Cinturão Salvador-Curaçá (SANTOS e SOUZA, 1985;
BARBOSA, 1997 apud KOSIN et al., 2003).
O cinturão Salvador-Curaçá é descrito por Melo et al. (1995) como um
cinturão gerado em regime transpressivo no Paleoproterozoico, e evoluído
durante episódios reversos e transcorrentes progressivos. Segundo estes
autores, conforma uma estrutura em flor positiva assimétrica a sul, na qual as
massas rochosas migraram centrifugamente, cavalgando sobre os Blocos
Serrinha e Gavião, consistindo assim do produto final da colisão oblíqua
paleoproterozoica entre estes blocos. De acordo com Kosin et al. (2003), à
norte essa estrutura encontra-se descaracterizada devido a ocorrência de uma
inversão de vergência do cisalhamento que o limita com o Bloco Serrinha, em
geral para oeste. Outras estruturas importantes são descritas como
truncamentos do Cinturão por zonas de cisalhamento transcorrentes dextrais
NE-SW na porção noroeste, as quais coalescem com zonas de cisalhamento
N-S mais a norte, com deslocamentos de até dezenas de quilômetros.
Estes processos estruturam as unidades que compõem o Cinturão de
maneira que se encontram lenticularizadas e imbricadas tectonicamente,
formando uma trama anastomosada controlada por zonas de cisalhamento
transcorrentes sinistrais, possivelmente geradas segundo as cicatrizes de
rampas laterais e oblíquas da tectônica reversa (MELO et al., 1995).
34
Diversos estudos foram realizados a fim de interpretar a história de
formação da litosfera que constitui o segmento norte do Orógeno ItabunaSalvador-Curaçá, estimulados pela sua significância metalogenética, na qual se
pode destacar as mineralizações de cobre no vale do Curaçá e cromo no vale
do Jacurici. Foi descrito por Mascarenhas et al. (1976 apud OLIVEIRA, 2001)
como um cinturão móvel arqueano. Estudos litogeoquímicos e geocronológicos
mais recentes (OLVEIRA et al., 2004; LEDRU et al., 1993; SILVA et al., 1997;
BARBOSA e PEUCAT, 2003 apud BARBOSA e SABATÉ, 2003) indicam
acresções de material juvenil à crosta continental geradas em ambiente de arco
continental tipo andino, o qual sofreu reequilíbrio metamórfico de alto à médio
grau durante a colisão da orogênese paleoproterozoica, cujo pico do
metamorfismo, foi em torno de 2,0Ga. Segundo evidências estruturais,
metamórficas e radiométricas apuradas por Barbosa e Sabaté (2003), este
orógeno representa uma importante cadeia de montanhas gerada pela colisão
supracitada, com zonação metamórfica invertida das bordas para o centro
devido a rampas tectônicas associadas à thrusts (Figura 3.5). Arcos de ilhas,
bacias tipo back-arc e zonas de subducção foram os ambientes predominantes
na construção do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, (FIGUEIRÊDO, 1989;
BARBOSA, 1990, 1997; TEIXEIRA e FIGUEIRÊDO, 1991 apud BARBOSA e
SABATÉ, 2003). Segundo Teixeira (1997), o cinturão é composto por rochas
que marcam a transição Arqueano/Paleoproterozoico, representando um vasto
prisma de acrescimento crustal soerguido durante a tectogênese supracitada.
35
Figura 3.5: Perfis geotectônicos E-W no NNE do estado da Bahia, destacando somente rochas
de idade paleoproterozoica. (a) Estágio colisional intermediário no Paleoproterozoico com
formação dos Greenstone Belts. As intrusões máfico-ultramáficas de Caraíba e Medrado (vale
do Jacurici) e de granitos sin-tectônicos estão relacionadas a este estágio. (b) Estágio final da
orogênese com a colocação de sienitos e granitos. Atualmente nas porções oeste e leste
podem ser observados terrenos granulíticos sobrepostos a terrenos anfibolíticos e xisto-verdes.
Diagramas PxT localizados na lateral superior direita das seções. O sentido horário da
trajetória metamórfica atesta o contexto colisional. GB = Greenstone Belt.
Fonte: Barbosa e Sabaté (2003).
3.2.1.2 Unidades Litoestratigráficas
O Cinturão Salvador-Curaçá é constituído por três unidades mapeadas:
Suíte São José do Jacuípe e pelos complexos Caraíba e Tanque Novo–Ipirá
(Figura 3.6). Estão presentes ainda, intrusões máfico-ultramáficas, alguns delas
portadores de mineralizações importantes, a exemplo do cromo do vale do Rio
Jacurici,
área
de
estudo,
além
de
várias
gerações
de
granitoides
paleoproterozoicos (sin, tardi e pós tectônicos), dentre eles o Maciço Sienítico
de Itiúba, maior intrusão sienítica da Bahia (CONCEIÇÃO e OTERO, 1996
apud KOSIN et al., 2003).
36
Figura 3.6: Mapa geológico do Cinturão Salvador-Curaçá destacando as unidades granulíticas
mesoarqueanas (Complexo Caraíba, Tanque Novo-Ipirá e Suíte São José do Jacuípe) e
granitoides paleoproterozoicos. Simplificado e atualizado de Barbosa e Dominguez (1996),
Kosin et al. (2003) e Oliveira et al. (2010).
Fonte: Barbosa et al. (2012).
37
3.2.1.2.1 Suite São José do Jacuípe
Trata-se de uma associação de rochas máfico-ultramáficas aflorante na
porção sudoeste do cinturão, próximo à cidade homônima (LOUREIRO, 1991;
MELO, 1991; SAMPAIO, 1992 apud KOSIN et al., 2003) (figura 3.6). Possui
direção preferencial meridiana e ocorre como lentes descontínuas e imbricadas
com as rochas dos complexos Caraíba e Tanque Novo-Ipirá.
Segundo descrito por Teixeira (1997), à leste da unidade ocorrem,
principalmente, biotita ou hornblenda noritos, gabronoritos com níveis
cumuláticos e leucogabros. Já na porção mais a oeste ferrogabros, peridotitos
e piroxenítos são mais frequentes. O quimismo dos termos máficos apresentam
semelhanças com rochas toleíticas oceânicas que ocorrem nos greenstone
belts, como alto Mg, baixo TiO2, enriquecimento em ETR leves e baixas taxas
de contaminação. Segundo o autor, pode-se então levantar hipóteses de que a
unidade se trate de fragmento de fundo oceânico primitivo e/ou associadas a
zonas de transição entre magmatismo continental e oceânico em bacia tipo
rifte, atualmente granulitizados.
O autor ainda sugere que houve abertura
completa do rifte, indicada pela presença de possíveis representantes de TTG:
os litotipos félsicos do Complexo Caraíba. Neste cenário teria ocorrido
oceanização, com posterior fechamento durante a colisão continental. As
rochas da suíte descrita representariam o magmatismo da fase inicial deste
oceano.
É frequente também a ocorrência de diques máficos (Diques de Aroeira)
que truncam as demais unidades do Cinturão. Além disso, segundo dados de
Teixeira (1997), apresentam quimismo bem distinto da suíte máfica-ultramáfica,
com enriquecimento em TiO2 e Fe2O3, com assinatura geoquímica continental
nítida. Estes diques foram granulitizados concomitantemente com as rochas da
Suíte São José do Jacuípe e do Complexo Caraíba.
A idade U-Pb (SHRIMP em zircão) de 2,69 Ga feita em um xenólito de
gabronorito em enderbito TTG do Complexo Caraíba, aponta a Suíte São José
do Jacuípe como arqueana (SILVA et al., 1997 apud KOSIN et al., 2003). As
mesmas datações realizadas na periferia desses zircões confirmaram o
metamorfismo paleoproterozoico (2,072Ga) da unidade.
38
3.2.1.2.2 Complexo Caraíba
Esta é a unidade litoestratigráfica de maior representatividade do
Cinturão Salvador-Curaçá. De acordo com a descrição de Kosin et al. (2003), à
leste a distribuição das rochas se dá de forma contínua, com truncamentos por
granitoides. Já a oeste e à sul, os litotipos geralmente ocorrem como
megalentes imbricadas tectonicamente com as rochas da Suíte São José do
Jacuípe, do Complexo Tanque Novo-Ipirá e granitoides (Figura 3.6).
A oeste, o complexo faz contato com o Complexo Tanque Novo-Ipirá e
com o Complexo Mairi, esta última unidade locada no Bloco Gavião. Este
ocorre através de falhas de empurrão com vergência para oeste. A leste é
interrompido por gnaisses e migmatitos do Complexo Santa Luz e do Cinturão
Caldeirão do Bloco Serrinha. Este contato também é tectônico e possui
vergência para leste, fazendo com que rochas granulíticas cavalguem sobre
rochas da fácies anfibolito (KOSIN et al., 2003).
O
Complexo
consiste
de
uma
associação
de
rochas
tonalíticas/trondhjemíticas com enclaves metabasálticos de derivação oceânica
(OLIVEIRA, 2001). Ocorrem ainda, na região do vale do Rio Jacurici, enclaves
metassedimentares
(calcissilicáticas,
mármores,
formações
ferríferas
bandadas, grafititos, quartzitos) encaixados nas rochas do Complexo Caraíba,
as quais apresentam similaridade litológica com o Complexo Tanque NovoIpirá, descrito mais adiante. Estas rochas supracrustais representam as
litologias envolvidas no presente estudo, no entanto, não há na literatura
citações que explorem a locação formal destas rochas.
Segundo Teixeira (1997), a unidade é constituída por um conjunto de
ortognaisses muito extenso, na qual ocorrem rochas plutônicas na fácies
anfibolito alto à granulito, não destacadas em mapa devido ao intenso
tectonismo e difícil contraste visual que permita definir plutões. É composto
basicamente por uma suíte bimodal, cujo polo félsico é constituído por
ortognaisses enderbíticos, charnoenderbíticos com forte caráter tonalítico
variando até composições granodioríticas; charnoenderbitos, charnoquitos e
hiperstênio-granodioritos
ricos
em
plagioclásio,
além
de
ortognaisses
charnoquíticos ricos em feldspato alcalino. Geralmente possuem coloração
39
cinza esverdeada. O polo básico, menos representativo, é composto por lentes
gabro-dioríticas.
Os dados geoquímicos de Teixeira (1997) concordam com a geologia de
maneira a confirmar a natureza ígnea dos protólitos dos gnaisses descritos
com segurança. Foram caracterizados dois tipos: ortognaisses sódicos e
potássicos. Entre os sódicos, um grupo não é caracterizado como possíveis
TTG’s, podendo ter se originado da fusão parcial de uma crosta oceânica
anfibolitizada. Um segundo grupo de sódicos mostra menor nível de
diferenciação (baixo SiO2 e Na2O) e aparentemente são produtos da fusão de
material crustal félsico com contribuição de outro material rico em MgO, CaO e
pobre em sílica. Um terceiro grupo exibe características compatíveis com
suítes TTG arqueanas de outras localidades, gerados, portanto,
da fusão
parcial de crosta oceânica toleítica, em zona de subducção.
Já os ortognaisses potássicos mostram uma variação sódico-potássica
semelhantes ao dos TTG e possuem características das séries cálcio-alcalinas
normais. Sua gênese pode estar associada à fusão parcial de crosta oceânica
com contaminação de uma crosta continental mais antiga, por exemplo, de
uma margem continental ativa. Já a outra variação é mais enriquecida em K e
são denominados granitóides de Cais, tipicamente monzoníticos e fortemente
fracionados. De acordo com o autor, este último grupo, mais potássico,
representa bem as manifestações de anatexia que ocorrem no Complexo
Caraíba, podendo representar produto destas fusões parciais.
O metamorfismo destas rochas sugere condições da transição entre as
fácies anfibolito e granulito (hidrogranulito), indicadas pela presença de
hiperstênio em equilíbrio com hornblenda. Neste intervalo é comum processos
de fusão parcial, explicando a ocorrência de feições migmatíticas, cujas fases
leucossomáticas são sienograníticas e monzoníticas (TEIXEIRA, 1977).
Ocorrem ainda estruturas migmatíticas decorrentes da injeção de granitoides
que contaminaram e transformaram parcialmente os ortognaisses encaixantes
nas suas bordas (KOSIN et al., 2003).
Datações pelo método de evaporação Pb-Pb em zircão indicaram idades
de formação em torno de 2,1Ga para os granulitos enderbíticos e charnoenderbitos (SABATÉ et al., 1994). Posteriormente, análises U-Pb SHRIMP
40
realizadas por Silva et al. (1997) apud. Kosin et al. (2003) indicaram idades de
2690Ma para os ortognaisses enderbíticos e de 2634Ma para a colocação dos
charnokíticos, sugerindo uma evolução no Aqueano com sucessivos episódios
de acresção crustal. O metamorfismo granulítico foi datado por estes mesmo
autores (2072Ma, U-Pb SHRIMP), mostrando-se compatível com o evento
paleoproterozoico que estruturou o Cinturão Salvador-Curaçá.
O Complexo também hospeda importantes intrusões máfico-ultramáficas
mineralizadas em cobre e cromo, no vale do Curaçá e vale do Jacurici,
respectivamente, separados pelo Maciço Sienítico de Itiúba. Estes litotipos
encontram-se descritos mais adiante.
3.2.1.2.3 Complexo Tanque Novo-Ipirá
Foi definido por Kosin et al. (1999 apud KOSIN et al., 2003) como uma
sequência vulcanossedimentar metamorfizada na fácies anfibolito e granulito,
provavelmente evoluída do Arqueano ao Paleoproterozoico.
O complexo é dividido em seis unidades informais, com diversas
variações faciológicas: (i) biotita gnaisses aluminosos, kinzigítico ou rico em
granada,
quase
sempre
calcissilicática,
quartzito,
principalmente,
rochas
migmatizado,
formação
metamáficas
com
ferrífera,
e
associações
rochas
de
rocha
grafitosas
metaultramáficas;
(ii)
e,
rochas
calcissilicáticas e quartzito, metacalcário, anfibolito e formação ferrífera; (iii)
hornblenda-biotita gnaisse, levemente migmatizado, com bandas quartzofeldspáticas,
ortopiroxênio,
e
em
parte
granatíferas,
intercalado
com
abundantes níveis anfibolíticos de largura desde centimétrica a decamétrica;
(iv) gnaisse grafitoso associado a rochas calcissilicáticas com intercalações de
quartzito ferrífero, anfibolito, biotita gnaisse parcialmente migmatizado, gnaisse
kinzigítico, gnaisse quartzo-feldspático, com ou sem granada, que, segundo
Lindenmayer (1980 apud KOSIN et al., 2003), a rocha calcissilicática, o
quartzito ferrífero e o gnaisse grafitoso, representam possíveis fontes de
assimilação de enxofre das intrusões máfico-ultramáficas mineralizadas em
cobre do vale do Rio Curaçá, sendo elementos importante para o
estabelecimento do controle subestrafigráfico das mesmas; (v) gnaisse
bandado, com alternância de bandas granítico-granodioríticas e gabróico41
dioríticas, e intercalações de gnaisse tonalítico, anfibolito e rocha calcissilicática
subordinada; e (vi) gnaisse quartzo-feldspático com ortopiroxênio, com ou sem
granada e raras biotitas, freqüentemente associado a níveis de quartzito
recristalizado. Estas rochas apresentam diferentes níveis de migmatização e
possuem contatos difusos com corpos de granitóides granadíferos.
Esta unidade possui características litológicas muito semelhantes às
rochas metassedimentares do vale do Jacurici, onde também ocorrem rochas
calcissilicáticas, mármores, formações ferríferas bandadas, grafititos e
quartzitos. No entanto, estas são muitas vezes discriminadas como inserida no
Complexo Caraíba, cujo caráter é magmático, predominantemente TTG. Os
poucos estudos realizados sobre estas rochas abre espaço para investigações
que caracterizem a origem destes materiais, resultando em um melhor
posicionamento estratigráfico e mapeamento na unidade geológica mais
apropriada.
3.2.1.2.4 Rochas Máfico-Ultramáficas Intrusivas
(i) Rochas Máfico-Ultramáficas do Vale do Rio Curaçá
As rochas do vale do rio Curaçá formam uma faixa de direção N-S
estreita, situada na porção noroeste do Cinturão Salvador-Curaçá, a oeste do
sienito de Itúba, onde ocorrem os já descritos Complexo Caraíba e Tanque
Novo-Ipirá
(Figura
ultramáficas
3.6),
mineralizadas
unidades
em
encaixantes
cobre,
além
das
de
intrusões
diversos
máfico-
granitoides
paleoproterozoicos (SEIXAS et al., 1975; LOUREIRO, 1991; MELO, 1991;
SAMPAIO, 1992; MELO et al., 1992; MELO et al., 1995 apud MISI et al., 2012).
Segundo Teixeira et al. (2010), as rochas máfico-ultramáficas consistem
de leucogabro, gabro, gabronorito, norito, melanorito, hiperstenito e peridotito,
de dimensões decamétricas a hectométricas, com estrutura maciça, textura fina
a média ou anisotrópica com foliação. Rochas gabroicas, datadas na Mina
Caraíba, indicaram idade U-Pb de 2580+10Ma e de 2103+23Ma, interpretadas
como
idade
de
cristalização
e
de
metamorfismo
destas
rochas,
respectivamente (OLIVEIRA et al., 1990; OLIVEIRA et al., 2003 apud
BARBOSA et al., 2012). De acordo com Teixeira et al. (2010), algumas porções
42
dessas rochas apresentam forte metassomatismo e alteração hidrotermal, cuja
idade do principal evento é paleoproterozoica (datações Ar-Ar em flogopitas
indicaram idade entre 2,0-2,1Ga e de 1,9Ga). Estas idades mostram-se cronocorrelatas ao magmatismo tarditectônico potássico que originou os corpos
sieníticos no Cinturão, a exemplo do sienito de Itiúba.
O conjunto dos corpos mineralizados constitui a Província Cuprífera do
Vale do Rio Curaçá, abrangendo uma área de 1700km², englobando
parcialmente os municípios de Juazeiro e Curaçá. As mineralizações ocorrem
em sulfetos de cobre, com paragênese principal calcopirita+bornita (razão de
70% para 30%) de forma disseminada nos piroxenitos, e epigenética em
fraturas preenchendo planos estruturais, este presente tanto nos piroxenitos
como nos noritos, em algumas calcissilicáticas da encaixante do corpo máficoultramáfico e em brechas tectônicas.
Lindemayer (1981) propôs uma origem primária ortomagmática para os
sulfetos disseminados, e de acordo com Texeira et al. (2010), existe um
segundo evento mineralizante, responsável pelo minério tectono-controlado de
origem
hidrotermal,
que
gerou
as
mineralizações
mais
importantes
economicamente.
Diversas questões são levantadas com relação à origem destes corpos.
Para Lindemayer (1981), a ausência de olivina e demais características
geoquímicas dessas rochas sugerem uma origem de líquido basáltico toleítico,
que sofreu diferenciação em profundidade, antes de ser soerguido. Em
complemento, de acordo com D’el Rey Silva et al. (2007 apud TEIXEIRA et al.,
2010), valores de єNd (para T~2,6Ga) obtidos em rochas anfibolíticas situaramse entre -2,03 e +1,21, e amostras das porções mais centrais (menos
contaminadas) em torno de zero. Estes autores interpretaram estes resultados
como indicação de protólito basáltico de manto deplecionado (rochas de fundo
oceânico).
(ii) Rochas Máfico-Ultramáficas do Vale do Rio Jacurici
Representa um siil alongado N-S, composto por uma sequência
estratificada de rochas ricas em olivinas, na base, até rochas mais
diferenciadas, ricas em plagioclásio, no topo. São produtos de fracionamento
43
magmático diferenciado e estão mineralizadas em cromita, sendo explorada
economicamente pela empresa Vale do Jacurici, do grupo FERBASA. A
descrição mais detalhada sobre estes corpos encontra-se no Capítulo IV
(Geologia Local).
3.2.1.2.5 Granitoides Paleoproterozoicos
Ocorrem várias gerações de granitoides relacionadas aos eventos de
tectônica reversa e transcorrente. São agrupados como sintectônicos ou póstectônicos.
O Maciço Sienítico de Itíúba (CONCEIÇÃO e OTERO, 1996 apud
KOSIN et al., 2003), como já citado, representa a maior intrusão sienítica da
Bahia e apresenta caráter sin a tarditectônico. Constitui uma intrusão batolítica
de orientação N-S, com 150km de comprimento, de área aproximada de
1800km² e sustenta a serra homônima (Figura 4.6). A descrição detalhada
deste maciço encontra-se no Capítulo IV (Geologia Local).
Segundo Kosin et al. (2003), no conjunto sintectônico destaca-se o
granitoide Riacho da Onça, alongado NW-SE, situado na borda leste do
Cinturão e demarcado por zonas de cisalhamento transcorrentes sinistrais. Ele
é composto por biotita-hornblenda augen gnaisses quartzo monzononítico e
granítico,
foliados,
porfiroclásticos
e
com
acamadamento
primário,
apresentando enclaves máficos e xenólitos de rochas do Complexo Caraíba.
De acordo com Melo et al. (1995), são metaluminosos, subalcalinos, e
pertencem à suíte monzonítica, possivelmente gerados pela mistura de magma
alcalino e magma proveniente de fusão crustal. Estudos mostraram que
algumas porções alcançaram a fácies granulito e datações U-Pb SHRIMP,
realizadas por Silva et al. (1997 apud KOSIN et al., 2003), indicaram idade de
2126 Ma. Outros corpos ocorrem neste conjunto, colocados durante eventos
reversos e transcorrentes. São granitos e granodioritos, cálcio-alcalinos de alto
K, meta e peraluminosos, possivelmente gerados da mistura de magmas
mantélicos e crustais ou reciclagem crustal, envolvendo fusão de sedimentos.
O conjunto pós-tectônicos aflora principalmente na porção sul do
Cinturão e no extremo meridional do Maciço Sienítico de Itiúba, onde ocorrem
estruturas de misturas mecânicas e enclaves de sienito (OTERO &
44
CONCEIÇÃO, 1996 apud KOSIN et al., 2003). Neste grupo ocorrem
sienogranitos e monzogranitos com biotita e/ou hornblenda, além de
granodioritos e monzonitos subordinados. As idades em isócronas Rb-Sr
(rocha total) realizadas por Melo (1991), Otero e Conceição (1996 apud KOSIN
et al., 2003) indicaram entre 1915 e 1897Ma.
45
4
CAPÍTULO IV - GEOLOGIA LOCAL
_______________________________________________________________
4.1
INTRODUÇÃO
Como descrito no capítulo anterior, as rochas calcissilicáticas da região
do vale do Rio Jacurici representam encaixantes metassedimentares diretas
dos corpos máfico-ultramáficos mineralizados em cromita, explorados pela
Mineração Vale do Jacurici, empresa do Grupo FERBASA. Esta área apresenta
uma associação complexa de rochas de médio a alto grau metamórfico
intensamente deformadas, inseridas no Complexo Caraíba, como definido por
Jardim de Sá et al. (1976), Figueiredo (1981), Loureiro (1991), Melo (1991),
Pereira (1992) e Sampaio (1992) apud Oliveira (2001). No entanto, as rochas
supracrustais, de caráter principalmente calcissilicático, possuem maior
afinidade com as litologias do Complexo Tanque Novo-Ipirá.
As rochas estudadas estão inseridas na área da FERBASA, empresa
proprietária dos direitos minerários da região do vale do Rio Jacurici, cujo mapa
geológico se encontra no Anexo 2. Estas áreas são referentes às Minas de
Medrado, à norte, e Ipueira, no centro e à região de Pedra do Dórea, mais a
sul, que está em fase de pesquisa.
4.2
UNIDADES LITOLÓGICAS DO VALE DO RIO JACURICI
Uma sequência estratigráfica foi descrita por Jardim de Sá (1984) e
Marinho et al. (1986), elaborada utilizando-se relações estruturais e intrusivas
de diferentes gerações de rochas plutônicas que ocorrem na área, entre si e
com os demais conjuntos litológicos. A ordem sugerida por estes autores está
sequenciada da base para o topo da seguinte maneira: 4.2.1) Sequência
Supracrustal Metamorfizada; 4.2.2) Sill Diferenciado Máfico-Ultramáfico; 4.2.3)
Ortognaisses G1; 4.2.4) Diques Máficos; 4.2.5) Ortognaisses G2; 4.2.6)
Granitoides G3; 4.2.7) Rochas Pegmatíticas e; 4.2.8) Diques de Metadiabásio.
Abaixo estão detalhados os conjuntos litológicos de acordo com Marinho et al.
(1986), com adaptações segundo algumas observações em campo e estudos
geoquímicos e petrográficos.
46
4.2.1 Sequência Supracrustal Metamorfizada
É caracterizado por uma grande variabilidade litológica, o que é comum
em sequências de origem supracrustal. Essas rochas apresentam bandamento
gnáissico milimétrico a centimétrico, denominada estruturalmente de S1,
paralelo ao acamadamento primário S0. Além disso, representam as
encaixantes principais do corpo máfico-ultramáfico mineralizado em cromo.
Nesta sequência ocorrem: (i) gnaisses bandados (litotipo predominante)
intercalados com diferentes proporções de (ii) piroxênio-anfibolitos; (iii)
diopsiditos; (iv) mármores; (v) metacherts; (vi) metarcóseo (vii) quartzitos
granadíferos e (viii) formações ferríferas; e (ix) granulitos paraderivados. As
litologias (iii), (iv), (v), (vi) e (ix) são focos do presente trabalho e foram
caracterizadas através de petrografia e litogeoquímica.
Para a realização do presente trabalho, foram selecionadas 35
amostras, ao longo de 5 furos de sondagem: 15 nos furos M2E-83-68°W e
M2E-82-68°W (Seção 15 – Figura 4.1) e 6 no furo M2E-77-50°W (Seção 16-C
– Figura 4.2) na região de Medrado, à norte do vale do Jacurici, 8 no furo
IG293-1337-70°W (Seção 31 – Figura 4.3) na região de Ipueira, no centro do
vale, e 6 no furo PD08-90° (Seção 3450 – Figura 4.4) na região de Pedra do
Dórea, à sul. A Tabela 4.1 apresenta as coordenadas (UTM) de cada furo e no
Anexo 2 encontram-se a localização dos mesmos na área estudada.
Tabela 4.1: Relação dos furos e suas respectivas seções e coordenadas (UTM). M = Medrado;
IG: Ipueira; e PD: Pedra do Dórea.
Furo
Seção
X
Y
M2E:82-68°W
15
416536,25
8859705,69
M2E: 83-68°W
M2E-77-50°W
15
16-C
416688,25
8859704,52
416550,35
8859581,77
IG293-1337-70°W
PD08-90°
31
3450
416244,47
416346,00
8856016,19
8851779,00
47
Figura 4.1: Seção 15 interpretada, referente aos furo amostrados M2E-83-68°W e M2E-82-68°W.
Fonte: FERBASA.
Figura 4.2: Seção 16-C interpretada, referente ao furo amostrado M2E-77-50°W
Fonte: FERBASA.
48
Figura 4.3: Seção 31 interpretada, referente ao furo amostrado IG293-1337-70°W.
Fonte: FERBASA.
Figura 4.4: Seção 3450 (não interpretada), referente ao furo amostrado PD08-90°.
Fonte: FERBASA.
49
A seguir, estão descritas as litologias que constituem a sequência
supracrustal do vale do Rio Jacurici:
(i)
Gnaisses Bandados
São gnaisses leucocráticos, com bandas essencialmente quartzofeldspáticas associadas a menores proporções de biotita e hiperstênio. É
comum estas bandas estarem separadas por outras enriquecidas em biotita.
(ii)
Piroxênio Anfibolitos
Encontram-se intercalados principalmente com os gnaisses bandados
possuindo espessuras de centímetros até 300 metros. A paragênese mais
representativa é plagioclásio, anfibólio e subordinadamente diopsídio e
hiperstênio. Em alguns locais este litotipo apresenta uma variação para
anfibolitos mais escuros, sem plagioclásio, constituídos basicamente por
anfibólio, hiperstênio e opacos subordinados.
(iii)
Diopsiditos
Ocorrem frequentemente intercalados com os gnaisses bandados, assim
como xenólitos e megaxenólitos alongados nos ortognaisses tipo G1 (descritos
adiante) ou ainda associados com os serpentina mármores, intercalados com
camadas puras de metachert e com os granulitos (“micro-gabro”) (Foto 4.1).
Apresenta granulação variada, cor cinza clara, cinza esverdeada e verde
clara (Foto 4.4). Por vezes, próximo a zonas de falhas, apresentam
magnetismo baixo a médio, devido à presença de magnetita hidrotermal. São
constituídos essencialmente por diopsídio-hedenbergita, e menores proporções
de augita, podendo ocorrer escapolita em quantidades normativas. Em muitas
amostras o plagioclásio pode está presente, podendo representar até 10% em
volume da rocha. Uma variação rica em granada, de menor ocorrência, foi
amostrada na região de Medrado (Foto 4.2).
50
Foto 4.1: Diopsidito (camadas mais claras) intercalado com granulito (“micro-gabro”,
camadas mais escuras), amostra MI-05, da região de Ipueira, furo IG293-1337-70°W (Seção
31).
Foto 4.2 - Diopsidito com granada, amostra MM-05, da região de Medrado, furo M2E-8268° W (Seção 15).
51
(iv)
Serpentina Mármores
Apresentam granulação fina a média, com coloração variando de branca
a cinza médio. A presença de olivina é observada como pontuações
esverdeadas frequentes, na sua grande maioria serpentinizadas e que variam
desde milimétricas a alguns centímetros (Foto 4.3). Além de olivina
serpentinizada, predominam calcita e em menores quantidades granada,
muscovita, flogopita e apatita. Assim como nos diopsiditos, pode haver
presença de magnetita. Ocorrem frequentemente em contato com camadas de
diopsidito (Foto 4.4).
Foto 4.3 – Serpentina mármore típico, apresentando olivinas serpentinizadas desde de
milimétricas à alguns centímetros. Foto meramente ilustrativa (não amostrada).
(v)
Metachert
Estão frequentemente intercalados com os diopsiditos, raramente
alcançando representatividade em escala de mapeamento de semi-detalhe.
Apresentam coloração branca a cinza clara e granulação fina a média.
Possuem composição essencialmente quartzosa, porém apresentando-se
52
muitas vezes impuro, exibindo bandamento representando a alternância de
níveis de quartzo, com níveis ricos em diopsídio-hedenbergita e/ou anfibólio,
podendo ainda estar presente plagioclásio (Foto 4.5).
Foto 4.4 – Contato entre o diopsidito com o serpentina mármore, amostra MM-14, da região de
Medrado, furo M2E-77-50°W (Seção 16-C).
Serpentina Mármore
Diopsidito
Foto 4.5 - Metachert impuro exibindo bandamento entre níveis puramente quartzosos (mais
claros) e níveis ricos em diopsídio e/ou anfibólio (mais escuros), amostra MM-18, região de
Medrado, furo M2E-77-50°W (Seção 16-C).
53
(vi)
Metarcóseo
Localiza-se no topo de toda a sequência, e são evidentemente derivados
de sedimentos arcoseanos (composição quartzo-feldspática) (OLIVEIRA,
2001). Possui coloração rosa, caracterizando a predominância de feldspatos
alcalinos e bandamento marcado por pequenas quantidades minerais máficos,
principalmente biotita (Foto 4.6).
Foto 4.6 - Metarcóseo, amostra MM-01.1, região de Medrado, furo M2E-83-68° W (Seção 15).
(vii)
Quartzitos Granadíferos
Ocorrem como intercalações de centímetros de espessura nas demais
litologias da sequência supracrustal, ocorrendo ainda como xenólitos nos
Ortognaisses G1. Possuem granulação fina, coloração cinza a cinzaesverdeada, com pontuações avermelhadas de granada. Além de quartzo e
54
granada, podem conter proporções variadas de plagioclásio e clinopiroxênio.
Estas rochas não foram amostradas.
(viii)
Formações Ferríferas
Constituem
camadas pouco
espessas, não
individualizadas,
na
sequência supracrustal, assim como os quartzitos granadíferos. Apresentam
bandamento, com bandas milimétricas ricas em magnetita, parcialmente
limonitizadas, intercaladas com bandas essencialmente quartzosas. Estão
presentes também, em variadas proporções o clinopiroxênio e hiperstênio.
Estas rochas não foram amostradas.
(ix)
Granulitos Paraderivados
Este litotipo ocorre muitas vezes como níveis centimétricos intercalados
com diopsiditos (Foto 4.1), metacherts e mármores, mostrando certa gradação
composicional até a ocorrência de metros de espessura de sua composição
característica. São informalmente denominadas de “micro-gabro” (Queiroz,
informação verbal), devido a sua semelhança macroscópica com rochas
gabróicas (Foto 4.7). As análises petrográficas realizadas nas amostras
coletadas deste membro demonstram que são granulitos silicosos, constituídos
essencialmente por diopisídio-hedenbergita, hiperstênio, plagioclásio, biotita e
uma pequena proporção de granada (<5%).
55
Foto 4.7: Granulito (“micro-gabro”) típico, amostra MM-03, da região de Medrado,
furo M2E-82-68° W (Seção 15).
4.2.2 Sill Diferenciado Máfico-Ultramáfico
O siil se dispõe como uma faixa de trend N-S, descontínua e espessura
média de 125 metros (BARBOSA DE DEUS e VIANA, 1982), onde ocorre uma
sequência estratificada de rochas desde ricas em olivina até rochas ricas em
plagioclásio, geradas pelo fracionamento magmático diferenciado, que se
estende por 7 km (Anexo 2). Estas rochas concordam com a foliação dos
granulitos encaixantes, estão altamente deformadas e possuem menos de
300m de espessura.
Segundo estes autores, as rochas ricas em olivina e ortopiroxênio
situam-se na base e rochas com plagioclásio, ortopiroxênio e clinopiroxênio no
topo. As seguintes unidades foram geradas com o fracionamento magmático:
olivina–ortopiroxênio-espinélio
cumulatos
(dunito),
ortopiroxênio–olivina–
cumulatos (harzburgito) cromita cumulato (cromitito), ortopiroxênio-espinélio
cumulato (piroxenito) e plagioclásio–ortopiroxênio +/- clinopiroxênio cumulato
(gabro). As espessuras de cada um destes níveis variam desde centímetros até
dezenas de metros (Figura 4.5).
56
Este conjunto de rochas foi caracterizado tipologicamente por Oliveira
(2001) como intrusões máfico-ultramáficas estratificadas, com fenômenos de
acamadamento modal, cíclico e críptico. O autor sugere uma origem de fusão
de manto hidratado em regime tectônico continental sin-colisional, na qual a
colocação do corpo se deu em zonas de controle tectonoestrutural tardiamente
à colisão. Oliveira e Lafon (1995 apud KOSIN et al., 2003), utilizaram o método
de evaporação de Pb em zircão das rochas gabroicas do corpo, obtendo
idades de 2.038+19Ma. Estas rochas foram ainda datadas pelo método U-Pb
em zircão, resultando na idade de 2.066Ma (OLIVEIRA, 2001).
O corpo de cromitito possui geralmente de 5 a 8m de espessura, o que
representa uma proporção incomum para o total da espessura do corpo
intrusivo (BARBOSA DE DEUS e VIANA, 1982). O autor propõe que este
cenário possa ser resultado de processos como: (i) alta taxa de fusão de manto
metassomatizado, com geração magma rico em Mg, Si e elementos
compatíveis, principalmente Cr, com alta taxa de fugacidade de oxigênio (ƒO 2);
(ii) novos aportes de magma primário na câmara e a consequente mistura de
magmas e; (iii) o desvio do curso do fracionamento para o campo dos
espinélios (cromita) devido a supersaturação em sílica e elevada (ƒO2). A
textura do minério é predominantemente maciça, com teores típicos de 38% de
Cr203 com uma razão Cr/Fe de 1.8. As principais mineralizações encontram-se
em Medrado e Ipueira e as reservas de cromo do distrito do vale do Jacurici
são estimadas em cerca de 42x106 toneladas de minério de cromo (QUEIROZ,
informação verbal).
57
Figura 4.5: Coluna estratigráfica do sill máfico-ultramáfico do vale do Jacurici proposta por
Barbosa de Deus e Viana (1982).
Fonte: Deus e Viana (1982).
4.2.3 Ortognaisses G1
Apresentam-se de forma homogênea em escala de afloramento e
exibem bandamento puramente metamórfico (S1). Estas rochas encerram
diversos xenólitos de diopsiditos, piroxênio-anfibolitos e gnaisses bandados da
Sequência Supracrustal.
São constituídos essencialmente de feldspatos (plagioclásio e/ou
mesopertita, k-feldspatos subordinados), em média 70%, quartzo e ainda biotita
e subordinadamente hipestênio. A grande parte dessas rochas estão na fácies
granulito. Uma variação dessas rochas apresenta um processo superposto de
milonitização e recristalização, onde foi gerada uma matriz fina constituída por
microclina, quartzo, plagioclásio e microclina pertítica, que englobam
aglomerados máficos compostos por biotita cloritizada e anfibólio fibroso.
4.2.4 Diques Máficos
São representantes de antigas rochas subvulcânicas e intrusivas,
diabásicas a balsálticas, que foram anfibolitizadas com a presença ou não de
diopsídio, pouco hiperstênio e rara biotita. Ocorrem truncando o bandamento
58
metamófirco S1 dos Ortognaisses G1 e seus respectivos xenólitos, geralmente
como faixas milimétricas a centimétricas.
4.2.5 Ortognaisses G2
Possuem composições essencialmente granodioríticas a tonalíticas,
surgindo
também
variações
monzoníticas
a
quartzo
monzodioríticas
surbordinadamente. Estes gnaisses truncam o bandamento S 1 exibido pelos
Ortognaisses G1, apresentando um bandamento gnáissico fino ou xistosidade
S2.
Apresentam as seguintes associações minerais principais: feldspatos
(mesopertita e/ou plagioclásio, k-feldspatos subordinados) com menores
quantidades
de
quartzo,
biotita,
hornblenda,
hiperstênio
e
diopsídio,
caracterizando assim essas rochas nas fácies anfibolito a granulito.
4.2.6 Granitoides G3
Estão representados pelo Sienito de Itiúba, além de diversas intrusões
de dimensões menores, sob a forma de “sheets” subverticais, à leste da serra
de Itiúba (Figura 4.6). Estes últimos cortam as demais litologias já descritas,
com exceção do sienito.
O Maciço Sienítico de Itiúba é aflorante no centro-norte do Cinturão
Salvador-Curaçá, a oeste do vale do Jacurici. É demarcado por diversas zonas
de cisalhamento e bordas foliadas, evoluindo para fácies mais isotrópicas em
direção ao centro. Ocorrem neste maciço rochas álcali-feldspática sieníticas,
leucocráticas, cinza-claro a rosadas, de textura média a grossa, apresentando
estruturas magmáticas, como cumulatos de clinopiroxênio e apatita em
camadas máficas centimétricas com interdigitações.
Conceição
(1990
apud
KOSIN
et
al.,
2003)
caracterizou
geoquimicamente essas rochas como metaluminosas, com média alcalinidade,
potássicas e enriquecimento em Ba, Sr e ETR. Como sugerido por CorrêaGomes et al. (1996), foi gerado em sistema pull-apart e possui fonte mantélica.
Datação U-Pb SHRIMP de Oliveira et al. (2002b,v apud KOSIN et al., 2003)
59
indicou idade de 2084Ma para zircões deste sienito. Estas rochas apresentam
uma foliação (S3) ressaltada pelo desenvolvimento de biotita.
Figura 4.6: Imagem de satélite destacando a Serra de Itiúba (à leste).
Fonte: Google Earth (2013).
4.2.7 Rochas Pegmatíticas
Trucando as litologias já descritas, ocorrem corpos pegmatíticos, de
composição
sienítica
(quartzo
e
feldspato
potássico),
associados
principalmente a zonas de cisalhamento e fraturas relacionadas a deformações
tardias, de caráter rúptil.
60
4.2.8 Diques de Metadiabásio
Intrudem localmente algumas das litologias da região, possuindo alto
ângulo com a foliação S3.
4.3
HISTÓRIA DEFORMACIONAL E CONFIGURAÇÃO ESTRUTURAL DO
VALE DO JACURICI
O
conjunto
apresentam-se
de
rochas
dobradas
em
máfico-ultramáficas
sinformes
e
apertadas,
suas
encaixantes
com
plano
axial
aproximadamente vertical com vergência e eixo ondulado com caimento entre
20° e 30° para sul (BARBOSA DE DEUS E VIANA, 1982 apud OLIVEIRA,
2001), como pode ser observado nos perfil das figuras 4.1, 4.2, 4.3, e 4.4. A
atual configuração estrutural do sill portador de mineralização de cromita reflete
a interação dos eventos tectônicos que foram submetidos à área. Estes corpos
encontram-se, além de dobrados em sinformes, transpostos e boudinados. A
ocorrência descontínua dessas rochas representa um grande desafio na
prospecção das mesmas.
A foliação é paralela ao acamadamento geral, e estão, portanto,
dobradas. Segundo Oliveira (2001), esta configuração regional em conjunto
com dados locais, sugerem a atuação de uma fase pretérita de regime dúctil,
com dobramentos recumbentes e transposição, coaxial à segunda fase, a qual
seria responsável pelos sinformes. De acordo com o mesmo autor, os contatos
entre as rochas máfica-ultramáficas mineralizadas com as encaixantes de topo
e base da sequência supracrustal, ocorrem por falhamentos e são bastante
irregulares.
Três conjuntos distintos de falhas e fraturas foram agrupados por
Barbosa de Deus e Viana (1982 apud OLIVEIRA 2001), de acordo com três
fases de deformação que se sucederam no vale do Jacurici e cujos
truncamentos entre si puderam definir a seguinte hierarquia:
(i)
F1: N50° - 70°E, correspondente a um par de cisalhamento, N50° 70°, ENE-WNW, correspondente a fraturas de extensão e NNE –
NNW, correspondente a fraturas de alívio.
61
(ii)
F2: NNE e NNW, correspondentes a falhas inversas com
mergulhos entre 20° e 70°, tanto para leste como para oeste, cuja
interseção é uma linha aproximadamente paralela ao eixo da
dobra.
(iii)
F3: ENE e WNW, correspondentes a falhamentos inversos com
mergulhos para norte e para sul. Apesar de não haver evidências
diretas que indiquem a idade dessas estruturas, os autores
sugerem que estas representem uma resposta a esforços
compressivos de direção aproximadamente N-S.
Marinho
et
al.
(1986)
propuseram
uma
história
metamórfico-
deformacional para o vale do Jacurici, que ocorreu essencialmente em três
eventos distintos:
1- Na fase F1 há a formação de dobramento isoclinal e transposição com
repetição, rompimento e estiramento das camadas. Esses processos seriam
responsáveis pela paralelização de S0 com uma foliação S1, representada por
um bandamento metamórfico nas rochas da sequência supracrustal e nos
ortognaisses G1. Este último grupo de rochas foi colocado pré a
sintectônicamente a essa fase. Após F1, foram colocados os diques máficos,
provavelmente em condições crustais mais rasas, preenchendo fraturas e
zonas de cisalhamento. Esta fase foi caracterizada como tendo ocorrido na
fácies anfibolito.
2- Na fase F2 foram geradas dobras apertadas a isoclinais, que
dobraram a foliação S1, gerando um bandamento metamórfico fino (S2) em
alguns locais. Algumas relações de interferência indicaram um trend original
aproximadamente E-W. A colocação dos ortognaisses G2 foi precoce a
sintectônica a essa fase, truncando o bandamento mais antigo S 1.
Paragêneses com hiperstênio sugerem que o metamorfismo dessa fase
ocorreu em condições de fácies granulito, no entando, a ausência desta
paragênese em alguns corpos indicam que a intrusão de ortognaisses G2
continuou após o pico metamórfico, já em condições de fácies anfibolito.
62
3- Na fase F3 teria ocorrido a estruturação do trend regional NNE-NNW.
Nesta ocorreram diversas estruturas de interferência, como bumerangues e
cogumelos (tipo 2 de Ramsay), impressos na S1, e subordinadamente tipo
domo. Esta configuração permitiu sugerir um trend E-W original para a fase F2,
como já citado. As paragêneses com anfibólio, biotita e secundáriamente
diopsídio do Sienito de Itiúba, indicam que o metamorfismo da fase F 3 ocorreu
em fácies anfibolito.
63
CAPÍTULO V – PETROGRAFIA
5
_______________________________________________________________
As lâminas delgadas foram confeccionadas no laboratório de laminação
da Companhia Baiana de Pesquisa Mineral. A partir dos estudos petrográficos
de 07 lâminas de mármores, 04 de diopsiditos, 05 de granulitos, 01 de
metarcóseo e 01 de metachert, foram observados e descritos os seguintes
aspectos de cada litotipo: composições mineralógicas das amostras e suas
paragêneses principais, o que possibilitou a classificação modal das mesmas,
além das texturas presentes, relações de contato entre os cristais,
granulometria, feições de alteração entre outras características.
As
classificações
foram
realizadas
com
segundo
a
SCMR
(Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks), ramo da IUGS
(International Union of Geological Sciences), que consta na publicação de
Rosen et al. (2007) e Coutinho et al. (2007). Para as demais descrições
petrográficas, como texturas e granulometria, utilizou-se o Winter (2010).
Algumas relações de composição mineralógica foram sugeridas fazendo uso
da associação mineralógica, assim como da geoquímica de rocha total das
amostras, tema do capítulo 6 desta monografia.
A seguir, serão descritas petrograficamente as litologias estudadas da
sequência supracrutal metamorfisada do vale do Rio Jacurici.
5.1
MÁRMORES
Representam, junto aos diopsiditos, o litotipo de maior ocorrência na
sequência estudada. São constituídos basicamente por serpentina, calcita,
olivina e menores quantidades de biotita, muscovita, granada, dolomita, apatita
e opacos (Figura 5.1). Observou-se que os carbonatos ocorrem em uma matriz
com textura granoblástica granular em meio a grãos maiores de serpentina e
uma quantidade menor de olivina preservada, caracterizando uma textura
porfiroblástica. Estes minerais não apresentam orientação preferencial.
A origem da serpentina é facilmente constatada como proveniente da
substituição/alteração posterior da olivina, e ocorre geralmente como cristais
inequigranulares arredondados, por vezes alongados e fibrosos, com
proporção média de 28% da composição das amostras. Possui granulometria
64
fina (0,1 < e ≤ 1,0 mm) à média (1,0 < e ≤ 5,0 mm). Algumas amostras de mão
apresentam cristais de serpentina maiores que 1 centímetro (Foto 4.3).
É possível observar a presença de cristais bem preservados de olivina
magnesiana, forsterita (Mg2SiO4), em algumas amostras (Fotomicrografia 5.1).
Ocorrem também como frações reliquiares inclusas na serpentina, cuja
granulometria varia de muito fina (O ≤ 0,1 mm) à fina, representando uma
média de 1,7% nas amostras, chegando a 10% (amostra MPD_02). De acordo
com estudos realizados por Lama et al. (2001), utilizando microssonda nestes
minerais, a serpentina dominante é a antigorita (Mg3Si2O5(OH)4), ocorrendo
também, com menor frequência, seu polimorfo crisotila. Já as olivinas, segundo
estes autores, possuem composição Fo96-99, sendo mais ricas em Mg que as
olivinas das rochas ultramáficas intrusivas, cuja composição é Fo84-90
de
acordo com Oliveira (2001). Além disso, o baixo conteúdo de NiO das mesmas
(0.04%) evidencia uma gênese diferente destas olivinas em relação as da
sequência ultramáfica. Segundo descrito por (KLEIN et al., 1993), a serpentina
é comumente gerada através da alteração de silicatos magnesianos, no caso
presente da forsterita, por processos de hidratação:
2Mg2SiO4 (Fo) + 3H2O
Mg3Si2O5(OH)4 (Sp) + Mg(OH)2 (Brucita)
A distinção entre calcita e dolomitas se torna inviável através da análise
petrográfica sem outros métodos auxiliares. Consequentemente, a calcita e
dolomita
são
identificadas
em
conjunto
pela
clivagem
polissintética
característica. Além disso, Lama et al. (2001) demonstraram através de
estudos mineraloquímicos que os carbonatos destas rochas são representados
basicamente pela calcita, porém a presença de alguma quantidade dolomita
não
pode
ser
descartada.
Os
cristais,
geralmente
xenoblásticos
à
subidioblásticos, apresentam forte extinção ondulante e contatos irregulares
entre si, dominando interlobados e curvos, sendo raramente retos. São
inequigranulares e apresentam granulometria muito fina a fina, raramente
maiores que 1mm. Estes minerais constituem cerca de 63% da composição
modal.
65
Os contatos entre os carbonatos e serpentina são frequentemente
interlobados, por vezes exibindo uma fina aureola de reação, sugerindo a
interação química entre estes minerais. Além disto, os grãos de serpentina são
muitas vezes cortados pela calcita e apresentam textura poiquiloblástica em
peneira, na qual são observadas inclusões deste mineral, que se comportam
preenchendo espaços resultantes da substituição de olivina por serpentina,
podendo-se sugerir um evento de carbonatação correlato ou tardio a esta
alteração envolvendo processos de hidratação (Fotomicrografia 5.2).
A biotita ocorre em quantidade >5% em uma das amostras analisadas
(MI_02_B). Ocorrem como cristais idioblásticos a subdioblásticos não
orientados, com granulometria fina a média, constituindo cerca de 12% da
amostra, estando presente em outras, porém em quantidades acessórias
(<1%),
que resulta em uma média de 1,9% entre as amostras. Possuem
contatos interlobados com os carbonatos e serpentinas, além de frequentes
inclusões de carbonato, caracterizando uma textura poiquiloblástica em
peneira. Estes contatos mostram que o processo de carbonatação citado e de
serpentinização parecem ter ocasionado o desequilíbrio da biotita, que muitas
vezes apresenta birrefringência anômala, característico de cloritização. A
amostra MM_19 foi a única a apresentar ocorrência de muscovita (1,5%), que
se comporta semelhantemente à biotita (Fotomicrografia 5.3).
Foi constatada a presença de granada em 03 amostras (Fotomicrografia
5.2). Ocorrem de maneira aleatória, distribuídas na matriz carbonática. Os
cristais são subidioblásticos a idioblásticos, com granulometria fina e
constituem cerca 1% da composição modal dessas amostras. Pela associação
mineralógica essas granadas possivelmente são grossulárias (Ca3Al2(SiO4)3).
Minerais opacos e apatita ocorrem nestas amostras em quantidades
acessórias, sendo raramente observados.
É importante citar que a paragênese principal dessas rochas (calcita +
forsterita) é gerada por reações de descarbonatação dominantes em processos
metamórficos em dolomitos silicosos, considerando a serpentina posterior à
formação destes minerais e que diferentes proporções de impurezas
aluminosas no ambiente sedimentar possibilitaram a formação de biotita,
muscovita e granada. Assim, Bucher e Grapes (2010) demonstram que há
66
consumo de dolomita e diopsídio ou tremolita para gerar calcita, forsterita, CO2
e H2O, em um contínuo processo de metamorfismo regional (reações 2.7 e
2.8).
Segundo a classificação da SCMR (ROSEN et al., 2005), uma
composição de 95% de carbonatos separa o campo dos mármores puros e dos
mármores impuros (figura 5.2). Já os mármores impuros são separados das
rochas carbonáticas silicosas pela concentração de 50% de carbonatos. A
nomenclatura dessas rochas através da análise modal inclui um prefixo
denotando o(s) principal(is) minerais não carbonáticos e que ocorrem em
quantidades significativas, caracterizando as rochas descritas como serpentina
mármores.
Fotomicrografia 5.1: Serpentina mármore, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis cruzados. A foto
mostra um cristal de serpentina com cerca de 1mm, apresentando ainda núcleos de olivina muito
fina. A calcita, cuja geminação polissintética é evidente, forma a matriz ao redor da serpentina.
Amostra MPD_02. Aumento de 10x.
Sp
Sp
Fo
Fo
Fo
Fo
Cal
Cal
Cal
Cal
LP
a)
NC
b
1mm
)
67
Fotomicrografia 5.2: Serpentina mármore, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis cruzados. A foto
mostra um cristal de serpentina, apresentando ainda núcleos de olivina e cristais idioblásticos à
subdioblásticos de granada em meio à matriz calcítica. Amostra MPD_02. Aumento de 10x.
Sp
Grt
Sp
Grt
Sp
Cal
Cal
Cal
Cal
Grt
Grt
Fo
Fo
LP
a)
NC
b)
1mm
Fotomicrografia 5.3: Serpentina mármore, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis cruzados. A foto
mostra cristais de serpentina e muscovita em meio à matriz calcítica. É possível ainda observar
preenchimentos de calcita nos grãos de serpentina. Amostra MM_19. Aumento de 10x.
Sp
Ms
Sp
Cal
Cal
Sp
Sp
Sp
a)
Ms
Sp
LP
NC
b)
1mm
68
Figura 5.1: Composição modal das amostras de serpentina mármore.
5.2
DIOPSIDITOS
Foram descritas 04 lâminas de diopsiditos. Estas amostras são
constituídas quase que totalmente de clinopiroxênios. A geoquímica referente a
estas amostras sugere que há diferentes proporções de diopsídio (CaMgSi2O6)
– hedenbergita (CaFeSi2O6), e mais raramente de augita (Ca, Na)(Mg, Fe,
Al)(Si, Al)2O6. Isto ocorre, visto que há diferentes concentrações de CaO, MgO,
Fe2O3 e Al2O3 exibidas pelas análises químicas de rocha total, além da
inexistência de outros minerais em quantidades significativas que possam
conter estes elementos. Estes minerais são dificilmente distinguidos entre si
somente através da petrografia, considerando que os ângulos de extinção de
cada um são muito próximos e a distinção através dos mesmos é muito
insegura. No entanto, a química sugere que o diopsídio é predominante nestas
rochas, podendo-se denominar estas amostras como diopsiditos.
As amostras são constituídas por um agregado de grãos de
clinopiroxênios, arranjados em uma textura granoblástica decussada a
poligonal, na qual os cristais são subidiobláticos e orientados ao acaso
(Fotomicrografia 5.4). Apresentam forte extinção ondulante e fraturamento. São
observadas inclusões e vênulas de clorita e epidoto, além de carbonatos entre
69
os contatos ou truncando os cristais de diopsídio. No entanto, estes minerais
não ocorrem em quantidades >1%. A granulometria dos grãos varia de muito
fina à média, ocorrendo cristais de até 2 mm. O contato entre os mesmos é
geralmente reto e curvo, ocorrendo, com menor frequência, contatos
interlobados.
De acordo com as reações metamórficas de Bucher e Grapes (2010),
anteriormente citados para os mármores, pode-se originar rochas puramente
diopsidíticas através de um protólito rico em dolomita e quartzo ou em
tremolita, calcita e quartzo (reações 2.4 e 2.6)
A presença dos demais membros do grupo dos clinopiroxênios ocorrem
possivelmente devido aos diferentes tipos de materiais que são depositados no
ambiente de formação dessas rochas, que incluem diversas proporções de
impurezas argilosas constituídas de Fe, Mg e Al.
Segundo a classificação da SCMR (ROSEN et al., 2007), o campo das
rochas calcissilicáticas é restrito àquelas que possuem menos que 5% de
carbonatos modal (Figura 5.2). Rochas com mais de 5% de carbonatos estão
incluídas no campo das rochas carbonáticas silicosas e um valor de 50% de
minerais calcissilicáticos separa as rochas silicáticas com carbonato de rochas
calsissilicáticas. Além disso, estes autores definem minerais calcissilicáticos
como os constituídos de quantidades > 20% de CaO. Neste contexto se
encaixam o diopsídio e hedenbergita, predominantes nos piroxenitos descritos,
caracterizando-os como rochas calcissilicáticas.
70
Fotomicrografia 5.4: Diopsidito, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis cruzados. A foto mostra cristais
de clinopiroxênio que formam uma textura granoblástica decussada a poligonal. É possível observar
os diversos contatos entre os grãos e a presença de uma vênula de carbonato que corta a amostra.
Amostra MM_17. Aumento de 2x.
Di-Hd
Di-Hd
LP
a)
NC
b)
2 mm
Figura 5.2: Diagrama de classificação para rochas metacarbonáticas, calcissilicáticas e afins. C,
carbonatos: calcita, dolomita e aragonita. CS, minerais calcissilicáticos; S, todos os demais silicatos.
Em vermelho estão as amostras de mármores e em azul de diopsiditos.
Fonte: Rosen et al. (2007).
71
5.3
GRANULITOS PARADERIVADOS
Foram estudadas 05 lâminas de granulitos, os quais são constituídos
basicamente por plagioclásio, clinopiroxênio, ortopiroxênio, biotita e, mais
raramente por feldspato alcalino, granada, anfibólio, quartzo (Figura 5.3).
Apresentam textura granoblástica decussada, na qual os cristais tendem a ser
prismáticos, subdioblásticos e sem orientação (Fotomicrografia 5.5). Como já
descrito no Capítulo IV, estas rochas foram denominadas informalmente de
‘’micro-gabro’’ devido a sua semelhança macroscópica com rochas gabroicas,
como textura fina e composição marcada principalmente por plagioclásio e
piroxênio.
Os cristais de plagioclásio são subidioblásticos a xenoblásticos, algumas
vezes subarredondados, e variam de granulometria entre fina a muito fina.
Possuem composição entre oligoclásio e albita, An8-20%, que foi obtida através
do método de Michel-Levy, e constituem cerca de 51,5% da composição modal
dessas rochas.
Na maioria das amostras apresentam fraturamento e
geminação albita encurvada, refletindo a deformação sob média à alta
temperatura, > 500°C segundo Fossen (2010). Ocorrem frequentemente
mesopertitas. Possuem contatos diversos entre si (retos, curvos e interlobados)
e muitas vezes apresentam bordas de reação no contato com os piroxênios. Os
feldspatos alcalinos identificados constituem cerca de 2% da composição
modal
das
rochas.
Comportam-se
semelhantemente
aos
cristais
de
plagioclásio e ocorrem também como pertitas. São comuns inclusões de
cristais de apatita e zircão bem formados nestes minerais.
Os clinopiroxênios, que constituem o grupo diopsídio-hedenbergitaaugita, são geralmente subdioblásticos a xenoblásticos, apresentando
granulometria fina à média. Apresentam fraturamento e inclusões de biotita,
plagioclásico e de minerais acessórios, como apatita, zircão e opacos,
caracterizando uma textura poiquiloblástica. Constituem cerca de 15,7% do
volume das amostras. Já os ortopiroxênios, dos quais predomina o hiperstênio
((Mg, Fe) SiO3), exibem o mesmo comportamento que os clinopiroxênios,
porém estão presentes em menor quantidade (média de 8,8%). Tanto os
clinopiroxênios quanto os ortopiroxênios apresentam alteração para anfibólio,
que representa 12% da amostra MI_05, o que pode indicar processos de
72
retrometamorfismo (Fotomicrografia 5.6). Neste contexto inclusões de minerais
opacos são mais comuns, representando restos de Fe da reação.
Os cristais de biotita são geralmente subdiobláticos, variando de
granulometria muito fina à média, considerando que ocorrem tanto como
pequenas inclusões nos plagioclásios e piroxênios, quanto no contato entre os
demais minerais. Apresentam muitas vezes contatos interlobados e bordas de
reação com estes minerais, principalmente com os piroxênios e constituem
cerca de 8,8% da composição modal das amostras. Por vezes, apresentam
orientação preferencial, mas geralmente estão orientados ao acaso e
deformadas, exibindo formas sigmoidais ou encurvadas. Este mineral exibe
frequentemente a cor marrom-avermelhada (Fotomicrografia 5.5 e 5.6),
característica petrográfica típica observada em rochas pelíticas de alto grau
metamórfico, quando ocorrem substituições catiônicas de titânio por Fe ou Mg
nesse mineral (biotita titanífera) (HENRY e GUIDOTTI, 2002). Estes minerais
também apresentam frequentes inclusões de apatita e zircão.
A granada ocorre em quase todas as amostras, porém em proporções
que não ultrapassam 5% (média de 2%). Ocorrem como grãos subdioblásticos,
com granulometria muito fina e estão distribuídos principalmente entre os
cristais de plagioclásio. Possivelmente, pela associação mineralógica, possuem
composição entre almandina (Fe3Al2(Si3O12)) e piropo (Mg3Al2(Si3O12)).
Apesar de estas rochas não apresentarem quantidades dominantes de
minerais aluminosos, como a granada e biotita, é seguro afirmar que são
derivadas de material sedimentar, visto que estão intercaladas com as demais
litologias da sequência crustal (serpentina mármores, diopsiditos e metachert).
Muitas vezes, estes granulitos, assim como as demais litologias, representam
estreitas camadas, quase indiscriminadas entre si, refletindo o caráter
deposicional destes materiais. Além disso, geralmente apresentam transições
graduais, a exemplo da amostra MM-10, a qual foi amostrada próxima ao
contato com metachert e portando exibe quantidades modais de quartzo. Além
disso, a natureza sedimentar dessas rochas fica também sustentada pelas
características geoquímicas, conforme descrito no capítulo seguinte do
trabalho.
Considerando o grau metamórfico dessas rochas, foi utilizada a
classificação SCMR (COUTINHO et al., 2007), que leva em consideração o
73
processo genético, ou seja, o tipo e grau de metamorfismo, além da
composição mineralógica, em que os minerais maiores e que fazem parte de
paragêneses importantes são descritos em ordem crescente como prefixo, em
direção ao nome da rocha. Visto que estas rochas apresentam paragêneses de
fácies granulito e foram submetidas a um metamorfismo regional, podem ser
petrograficamente denominadas como biotita-hiperstênio-diopsídio granulito, e
ainda como granada-biotita-hiperstênio-diopsídio granulito, quando a granada
se mostra presente em quantidades > 5%.
Fotomicrografia 5.5: Granulito paraderivado, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis cruzados. A foto
mostra cristais de clinopiroxênio, ortopiroxênio, biotita e plagioclásio e k-felspato, os quais formam uma
textura granoblástica decussada. É possível observar os diversos contatos entre os grãos. Amostra
MM_04. Aumento de 2x.
Cpx
Cpx
K-fd
Bt
K-fd
Pl
Pl
Bt
Opx
NC
a)
b)
2mm
LP
74
Fotomicrografia 5.6: Granulito paraderivado, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis cruzados. A foto
mostra cristais de clinopiroxênio, ortopiroxênio, biotita e plagioclásio, anfibólio e minerais opacos.
Amostra MI_05. Aumento de 10x.
Cpx
Cpx
Opx
Plg
Bt
Op
Pl
Opx
Op
Bt
Op
Opx
Pl
Bt
Op
Am
Am
LP
NC
1mm
b)
a)
Fotomicrografia 5.7: Granulito paraderivado, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis cruzados. A
foto mostra cristais de plagioclásio, mesopertitas, quartzo e biotita. Amostra MM_01. Aumento de
10x.
Op
x
Pl
Pl
Pl
Pl
Bt
Bt
Pl
Pl
Qtz
Qtz
Qtz
Qtz
LP
NC
a
b
)
)
1mm
75
Figura 5.3: Composição modal das amostras de granulitos paraderivados.
5.4
METARCÓSEOS
Representam
as
rochas
essecialmente
quartzo-feldspáticas,
que
ocorrem no topo da sequência metasupracrustal. Pôde ser caracterizada
através da análise de 01 lâmina (MM_01_1). A amostra é constituída
basicamente de quartzo (28%), feldspato alcalino (60%), plagioclásio (5%),
mesopertitas (5%), e menores quantidades de biotita (2%), além de acessórios
como apatita. Apresenta forte extinção ondulante, textura granoblástica
decussada a granular, cujos grãos são inequigranulares e orientados ao acaso.
Os cristais de quartzo são xenoblásticos, geralmente subarredondados e
variam de granulometria muito fina a fina, enquanto os grãos de k-feldspatos
são xenoblásticos a subdioblásticos com granulometria fina. O contato entre
estes minerais é geralmente interlobado, curvo, serrilhado e mais raramente
reto. Ocorre também textura mimerquítica em alguns cristais, representando
intercrescimento de quartzo em plagioclácio, quando em contato com o
feldspato alcalino.
Os cristais de biotita ocorrem sem orientação, são xenoblásticos e
possuem granulometria fina. Ocorrem geralmente nos interstícios entre os
76
grãos de quartzo e feldspato. São observados cristais de apatita como mineral
acessório.
Fotomicrografia 5.8: Metarcóseo, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis cruzados. A foto mostra cristais
xenoblásticos de quartzo, plagioclásio, biotita e k-feldpatos dispostos em uma textura granoblástica
decussada a granular. Amostra MM_01_1. Aumento de 02x.
Pl
Pl
Bt
Pl
Bt Pl
Bt
Qtz
Bt
Qtz
Qtz
Qtz
Kfs
Kfs
Qtz
Qtz
NC
a)
2mm
b)
Fotomicrografia 5.9: Metarcóseo, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis cruzados. A foto mostra cristais
xenoblásticos de quartzo, plagioclásio, mesopertita e k-feldpatos dispostos em uma textura
granoblástica decussada a granular. É possível observar intercrescimento mimequítico no plagioclásio,
quando em contato com o felspato alcalino. Amostra MM_01_1. Aumento de 10x.
Pl
Pl
Pl
Pl
Pl
Pl
Kfs
Kfs
Pl
Qtz
Qtz
LP
a)
Qtz
b)
Qtz
NC
1mm
77
5.5
METACHERT
Uma lâmina representativa de metachert pôde ser descrita. Representam
camadas essencialmente monominerálicas (>95% de quartzo), intercaladas
com
as
demais
litologias
e
apresentando
frequentemente
contatos
gradacionais, o que resulta em variações faciológicas de mármores, diopsiditos
e granulitos mais quatzosos. Os cristais de quartzo exibem forte extinção
ondulante e compõem um mosaico com textura granoblástica granular, cujos
grãos apresentam granulometria geralmente fina (Fotomicrografia 5.10).
Ocorrem também cristais de feldspato que compõem até 5% da composição da
amostra e se comportam semelhantemente aos de quartzo. Alguns minerais
acessórios podem aparecer, como biotita, opacos e apatita. Estes últimos dois
aparecem, muitas vezes, inclusos nos cristais de quartzo e feldspato.
Fotomicrografia 5.10: Metarchert, a) à luz plana polarizada e b) à nicóis cruzados. A foto mostra
cristais xenoblásticos de quartzo que formam um mosaico com textura granoblástica granular.
Amostra MM_09. Aumento de 10x.
Qtz
Qtz
LP
a)
NC
b)
1mm
78
6
CAPÍTULO VI - GEOQUÍMICA
______________________________________________________________________
Foram analisadas 11 amostras de mármores, 06 amostras de
diopsiditos, 11 amostras de granulitos, 01 de metárcoseo e 01 de metachert.
Estas últimas duas litologias apenas foram inseridas na interpretação de ETR,
visto que a limitada quantidade de amostras analisadas é insuficiente para
estudos comparativos da distribuição dos elementos maiores, menores e
traços. No Anexo 3 do trabalho, encontra-se a tabela com as análises de rocha
total para todas as amostras.
6.1
COMPORTAMENTO DOS ELEMENTOS MAIORES E MENORES
6.1.1 Mármores
6.1.1.1 Elementos Maiores e Menores
Segundo Bucher e Grapes (2010), já citado anteriormente, para se
discutir as relações entre as fases presentes nos mármores, H2O e CO2 devem
ser adicionados os componentes Cal, Dol e Qtz, constituindo o sistema CMSHC (CaO-MgO-SiO2-H2O-CO2) (BUCHER e FREY 1994 apud BUCHER e
GRAPES, 2010), ilustrado na figura 6.1. Neste sistema, estão representadas as
composições dos principais minerais encontrados em mármores. Diante deste
contexto, todas as amostras situam-se no campo dos mármores calcíticodolomíticos a dolomíticos, com exceção da amostra MM-13 (mais enriquecida
em Al2O3, Fe2O3, K2O, MgO, Na2O, SiO2 e TiO2 que as demais amostras), a
qual situou-se, sem correspondência, no campo das rochas carbonáticas
ultramáficas. De acordo com estes mesmos autores, mármores que contêm
fases silicáticas em quantidades modais são nomeados segundo o mineral
metamórfico de significância, concordando com a classificação já segundo
Rosen et al. (2007). Neste sentido, os mármores da região são denominados
de serpentina mármores.
79
Figura 6.1: Sistema CMS-HC (CaO-MgO-SiO2-H2O-CO2). As zonas 1a, 1b e 1c representam os
Mármores Dolomíticos à Calcítico-dolomíticos; as 2a e 2b representam os Mármores
Calcissilicáticos .
Fonte: Bucher e Frey (1994).
As amostras apresentam valores entre 8,72% e 23,79% de SiO2 (média
de 15,22%) (Figura 6.2a). Os teores de CaO são relativamente uniformes,
variando entre 27,75% e 34,08% (média de 29,39%), com exceção da amostra
MM-13, mais empobrecida (16,17%), (Figura 6.2b). Os teores de MgO
encontram-se entre 14,31% e 21,95% (média de 17,85%) (Figura 6.2c).
A distribuição de Fe203 é heterogênea entre as amostras, ocorrendo em
quantidades <1% em cinco, e entre 1,18% e 4.41% nas demais (Figura 6.2d).
O mesmo ocorre com o conteúdo de Al2O3, que ocorre em <1% em sete
amostras, e entre 2,22% e 7,06% nas demais (Figura 6.2e). Já os teores de
K20 (com exceção da amostra MM-13, com 3,66%), Na2O, MnO, P2O5 e TiO2
são inferiores a 1% em todas as amostras analisadas.
80
Figura 6.2: Distribuição dos óxidos dos elementos maiores nos serpentina mármores a) SiO2; b) CaO; c) MgO; d)
Fe2O3 e, e) Al2O3.
a)
b)
d)
c)
e)
6.1.1.2 Distribuição dos Elementos Maiores nos Minerais
Além da caracterização da distruibuição e concentração dos elementos
nestes litotipos, é importante também a análise da distribuição dos mesmos
nos minerais presentes. Alguns processos e relações químicas podem ser
investigados através deste estudo.
Segundo estudos de química mineral de Lama et al., (2001), como já
citado, os carbonatos dos mármores da região correspondem basicamente à
81
calcita, com ocorrências quase insignificantes de dolomita. As relações entre
CaO e MgO, com exceção da amostra MM-13, em que esta é invertida, é
bastante homogênea, sendo de aproximadamente 30% de CaO e 18% de MgO
(Figura 6.3a). A correlação negativa entre estes óxidos demonstram que há
consumo de dolomita, e assim de MgO, como demonstra as reações
metamórficas 2.7 e 2.8 para gerar calcita, forsterita, além de CO2 e H2O.
Neste contexto, o CaO compõem basicamente a calcita, que constitui
cerca de 63% da composição modal dos mármores da região, e o MgO a
fosterita, com cerca de 1,7% e serpentina, compondo 28%. Secundariamente,
o MgO compõe também a calcita, além da biotita e dolomita, que, quando
presentes, constituem o restante da composição modal destas rocha. Portanto,
considera-se que no sistema CMS-HC, as amostram tendem para o campo dos
mármores dolomíticos, devido à ocorrência de silicatos magnesianos (fosterita
e serpentina), sendo a sua composição carbonática dominantemente calcítica.
O SiO2 e CaO (Figura 6.3.b) apresentam uma correlação muito
semelhante com a citada anteriormente (CaO x MgO), considerando que o
CaO está presente dominantemente na fase carbonática, e o SiO2, com teor
médio de 15,29%, constitui os silicatos (fosterita, biotita, ~2%, quando
presentes e serpentina), principalmente os magnesianos.
A correlação entre SiO2 e Al2O3 e Fe2O3 (Figuras 6.3c e d) são
semelhantes e positivas. O Fe2O3 e o Al2O3 constituem basicamente a biotita e
granada (~1%), quando presentes, portanto possuem correlação positiva entre
si bem definida (figura 5.3d). Estes óxidos estão presentes secundariamente
nos minerais opacos, que ocorrem quantidades acessórias.
82
Figura 6.3: Relações entre óxidos de elementos maiores nos mármores: a) CaO x MgO; b) CaO x SiO 2;
c) Fe2O3 x SiO2; d) Al2O3 x SiO2; e e) Al2O3 x Fe2O3.
a)
b)
c)
d)
e)
6.1.2 Diopsiditos
6.1.2.1 Elementos Maiores e Menores
Os diopsiditos são praticamente monominerálicos e constituídos por
clinopiroxênios da série diopsídio-hedenbergita-augita, apresentando menores
quantidades de minerais acessórios.
As amostras apresentam valores homogêneos de SiO2, que variam entre
40,97% e 55% de, (média de 49%), com exeção da amostra MI-04 (16,1%),
que representa o contato da sequencia supracrustal com a ultramáfica intrusiva
83
(figura 6.4a). Os teores de CaO variam entre 11,33% e 30,06% (média de
20,78%), com execeção da amostra MM-17 mais empobrecida (5,76%) (figura
6.4b). Os teores de MgO, com exeção da amostra citada (5,35%), variam entre
9,05% e 19,5% (média de 15,12%) (figura 6.4c).
Os teores de Fe203 variam entre 5,03% e 14,39% (média de 8,43%)
(figura 6.4d) e os de Al2O3 entre 2,11% e 13,56% (média de 7,62%) (figura
6.4e). Já a distribuição de Na2O é heterogênea, sendo >1% em duas amostras
(MM-17, 4,67% e MI-02-1, 1,68%), e <1% nas demais amostras. A amostra
MM-17, mais empobrecida em CaO e MgO é a que apresenta maior
enriquecimento em Fe203, Al2O3 e Na2O. A distribuição de TiO2 possui mesmo
comportamento, onde duas amostras apresentam valor >1% (MM-02, 1,45% e
MM-17, 1,79%) e as demais <1%. Todas as amostras possuem valor <1% para
K2O, MnO e P2O5.
Figura 6.4: Distribuição dos óxidos dos elementos maiores nos diopsiditos a) SiO 2; b) CaO; c)
MgO; d) Fe2O3. e, e) Al2O3.
a)
b
)
c)
d)
e)
84
6.1.2.2 Distribuição dos Elementos Maiores nos Minerais
As amostras apresentam valores maiores que 90% de clinopiroxênios do
grupo diopsídio (CaMgSi2O6) – hedenbergita (CaFeSi2O6) – augita (Ca,
Na)(Mg, Fe, Al)(Si, Al)2O6. Diopsídio e hedenbergita formam uma solução
sólida completa, cujas propriedades físicas e óticas variam linearmente com a
composição. A augita é um clinopiroxênio no qual alguma proporção de Ca é
substituída por Na e proporções de Mg, Fe ou Si é substituída por Al. Além
disso, possuem maior conteúdo de Fe e Mg que o diopsídio e hedenbergita.
Embora as propriedades cristalinas variem ligeiramente de um membro para a
outro, uma única descrição é suficiente para os mesmos (KLEIN et al., 1993).
O diopsídio predomina na maioria das amostras analisadas. Nestas, os
valores de CaO e MgO são mais altos que de Fe2O3 e Al2O3. O oposto ocorre
em amostras mais ricas nos membros com maior conteúdo Fe e Al
(hedenbergita e augita), como a exemplo da amostra MM-17, cujo teor de Na2O
relativamente mais alto (4,67%) que nas demais confirma a maior ocorrência
da augita. Algumas, como a MM-02, possuem quantidades intermediárias de
cada membro, principalmente entre diopsídio e hedenbergita. Estas amostras
em que o diopsídio não é predominante podem ser classificadas apenas como
clinopiroxenitos, e observa-se que, assim como nos mármores, diferentes
quantidades de impurezas de Fe, Mg e Al, provindos possivelmente de material
pelítico, foram fornecidos no ambiente de formação do protólito dessas
litologias.
Pequenas proporções de CaO e MgO estão presentes nos carbonatos
(calcita/dolomita) que ocorrem nos contatos entre os grão de piroxênio ou como
vênulas que cortam os mesmos. O mesmo ocorrem com SiO 2, MgO, Al2O3,
K2O, que compõem a clorita e filossilicatos que ocorrem como vênulas. No
entanto, estes minerais não representam quantidades modais nas amostras
estudadas, assim como os demais acessórios, dentre os quais predomina a
apatita.
As relações gráficas exibem a distribuição destes óxidos nos
clinopiroxênios presentes. A correlação positiva entre Fe2O3 e Al2O3 (figura
5.5a) mostra que ambos ocorrem associados, sendo que a substituição entre
85
os mesmos ocorre em maior proporção na augita. A mesma correlação é
visível entre Na2O e Fe2O3 (figura 5.5b), (gráfico), considerando que a
substituição de Ca por Na ocorre na augita, membro mais rico em Fe. As
correlações negativas entre CaO com Na2O e Al2O3 (figura 5.5c e d) mostram a
mudança do diopsídio, membro mais rico em Ca, para hedenbergita e augita,
mais ricos em Fe, o qual é substituído parcialmente por Al.
Figura 6.5: Relações entre óxidos de elementos maiores nos diopsiditos a) Al2O3 x Fe2O3; b) Fe2O3 x
Na2O; c) Na2O x CaO; e d) Al2O3 x CaO;
6.1.3 Granulitos Paraderivados
6.1.3.1 Elementos Maiores e Menores
De acordo com a classificação de Coutinho et al. (2007) estas
rochas podem ser geoquimicamente classificadas como granulitos silicosos,
apesar da presença de alguma quantidade de mineral aluminoso, como a
granada e biotita.
Segundo Rosen (1992), valores relativamente altos de SiO 2/Al2O3 com
relação à K20/Na2O (figura 6.7) sugerem um protólito arenítico, com porções
pelíticas, mais rico em plagioclásio que feldspato alcalino. É importante
enfatizar que as razões MgO/CaO são sensíveis às contribuições de
86
sedimentos carbonáticos que sofreram recristalização como plagioclásio e
piroxênio metamórfico, portanto não representam necessariamente um protólito
rico em plagioclásio. Já
a razão K2O/Na2O utilizada, reflete com maior
segurança a contribuição de material clástico rico em k-felspato e/ou
argilominerais. Os valores de SiO2/Al2O3, K2O/Na2O e MgO/CaO dos granulitos
paraderivados no diagrama de discriminação de protólito de Rosen (1992)
sugerem um protólico grauvaquíco, com contribuição pelítica (figura 6.6)
A razão TiO2/Al2O3 pode ser utilizada para inferir o tipo de rocha fonte de
rochas detríticas. Razões entre 3 e 8 são características de rochas máficas,
entre 8 e 21 para intermediárias e entre 21 e 70 para ígneas félsicas (HAYASHI
et al., 1997). Nos granulitos estudados foram obtidos valores predominando no
intervalo entre 6 e 15, o que indicaria forte proveniência de material de rochas
ígneas máficas à intermediárias.
Figura 6.6: Valores de SiO2/Al2O3, K2O/Na2O e MgO/CaO dos granulitos paraderivados no diagrama
de discriminação de protólito (amostras em azul e preto).
Fonte: Rosen, 1992.
87
Figura 6.7: Relação K2O/Na2O x SiO2/Al2O3 nos granulitos
paraderivados.
As amostras apresentam valores relativamente homogêneos de SiO 2,
que variam entre 43,9% e 74,69% (média de 51,34%), com exceção da
amostra MM-10 que possui 84,85% (figura 6.8a). Esta foi coletada em uma
zona intercalada com chert, o que explica o alto valor sílica. Os teores de CaO
são variáveis, desde 1,25% até 9,56% (média de 6,57%) (figura 6.8b). Na
amostra MM-10 este valor é <1%. Os valores de MgO variam de forma
semelhante, entre 1,24% e 8,94% (média de 6,00%) (figura 6.8c).
Os teores de Fe2O3 variam de 2,47% a 18,97% (média de 13,13%)
(figura 5.6d). Já os valores de Al2O3 são homogêneos, variando de 13,10% a
15,70% (média de 13,85%), com exceção da amostra MM-10 (5,95%) (figura
6.8e). A distribuição do Na2O também é relativamente homogênea, variando de
1,11% a 4,74% (média de 3,18%) (figura 6.8f). Os valores de K2O são <1% em
sete amostras, e entre 1,13% e 5,22% nas demais (figura 6.8g). Para P2O5,
apenas uma amostra apresenta valor >1% (MPD-03), e para MnO todas as
amostras apresentam <1%. Já o TiO2 varia de 1,41% a 2,44%, sendo <1% em
2 amostras (média de 1,61%), variando de acordo com o Fe2O3 (figura 6.8h).
88
Figura 6.8: Distribuição dos óxidos dos elementos maiores nos granulitos a) SiO2; b) CaO; c)
MgO; d) Fe2O3.; e) Al2O3; f) Na2O; g) K2O e h) TiO2.
89
6.1.3.2 Distruibuição dos Elementos Maiores nos Minerais
Algumas considerações importantes podem ser feitas relacionando a
mineralogia dessas rochas com a distribuição dos seus elementos maiores.
São rochas constituídas essencialmente por silicatos, sendo as correlações
entre CaO, MgO, Fe2O3, Na2O com SiO2 muito semelhantes (figura 6.9a, b, c e
d).
O CaO está presente principalmente nos clinopiroxênios (~15,7% modal)
e secundariamente no plagioclásio, com composição média An8-20%, mais sódia
que cálcia (albita-oligoclásio, ~51,5% modal). O MgO compõe principalmente o
hiperstênio (~8,8% modal) e secundáriamente os clinopiroxênios (augita) e a
granada (~2% modal), considerando parte da sua composição magnesiana
(piropo). O Fe2O3 também compõe estes minerais de forma semelhante,
exibindo valores mais altos devido a presença também de biotita (~8,8%
modal). O Al2O3, além de estar presente na albita, caracteriza a biotita e
granada como minerais aluminoso.
O feldspato mais abundante, plagioclásio entre albita e oligoclásio, é
responsável pela presença de Na2O, visto que a augita é composta de
quantidades muito baixas de Na. Já o K2O, além de estar presente na biotita,
constitui secundáriamente os feldspatos alcalinos (~2% modal)
A correlação positiva entre Fe2O3 e TiO2 (figura 6.9e) pode estar
associada à composição titanífera das biotitas, que apresentam coloração
vermelha anômada em lâminas delgadas, características desta composição,
como já citado na descrição petrográfica. Pequenas quantidades de Fe2O3
devem compor os minerais opacos, presentes em quantidades acessórias.
90
Figura 6.9: Relações entre óxidos de elementos maiores nos granulitos paraderivados: a) CaO x SiO 2;
b) MgO x SiO2; c) Fe2O3 x SiO2; d) Na2O x SiO2; e e) Fe2O3 x TiO2.
a)
b)
c)
d)
e)
6.2
COMPORTAMENTO DOS ELEMENTOS TRAÇOS
Nas rochas estudadas, os elementos traços cujos teores apresentam
quantidades mais significantes são B (média de 114 ppm), Ba (346 pmm) e Sr
(153 ppm) para os mármores (Tabela 6.1), Ba (264 ppm) e V (85 ppm) nos
diopsiditos (Tabela 6.2) e Ba (642 ppm), Cu (104 ppm) e V (183 ppm) nos
granulitos (Tabela 6.3). A presença de Ba em sedimentos marinhos está
associada
a
cristais de
plagioclásio detrítico
ou
barita
(BaSO 4). O
enriquecimento do mesmo em sedimentos pode estar associado à ocorrência
91
de matéria orgânica, no entanto, este elemento pode migrar durante a
diagênese primária (MULLER, 2012 apud FONSECA, 2013).
O Sr, altamente relacionado a carbonatos biogênicos, pode fracionar em
ambientes metamórficos de acordo com a seguinte preferência: carbonatos >
apatita (JIMENEZ-MILLAN et al., 1997), visto que substitui o cálcio na estrutura
destes minerais. Na tabela 6.4 esta relação de Sr em carbonatos é clara, sendo
a média para carbonatos entre 610 e 2000 ppm (FLEISCHER e PARKER,
1967). Na ausência de carbonatos, este particiona fortemente na apatita,
explicando sua presença também nos diopsiditos e granulitos da sequência.
Como esperado, os teores de metais traços (Co, Cu e V), no geral,
crescem dos mármores e diopsiditos para os granulitos, visto que são
fracionados preferencialmente em fases argilosas (MULLER, 2012 apud
FONSECA, 2013), o que pode ser conferido na Tabela 6.4.
O teor médio de V nos mármores é de 15 ppm, nos diopsiditos de 85
ppm e nos granulitos de 183 ppm. Esse aumento do valor de V dos mármores
para os granulitos ocorrem, pois durante os processos exógenos, este
elemento é intensamente incorporado aos minerais argilosos e permanece
nestes enquanto é removido. O V5+ se mobiliza com facilidade e se nas águas
subterrâneas e nas soluções da meteorização existem metais pesados, podem
produzir grandes concentrações locais de vanadatos de Cu, Pb, Zn e U, em
particular na zona de oxidação e na presença de margas e dolomitos, que
originam um pH adequado para precipitação dos vanadatos (FONSECA, 2013).
Os teores de Cu para os mármores são baixos, apresentando uma
média de 5 ppm. Os diopsiditos também apresentam valores baixos de Cu, em
uma média de 10 ppm, diferentemente dos granulitos que exibem valores
relativamente maiores, em uma média de 104 ppm. Estas proporções estão de
acordo com os valores sugeridos por (FLEISCHER e PARKER, 1967) (Tabela
6.4), dos quais, materiais argilosos possuem maiores proporções de Cu que
sedimentos carbonáticos. De acordo com Fonseca (2013), durante o ciclo do
Cu, pequena quantidade deste elemento é acumulada nos oceanos. Este nível
é mantido baixo em decorrência da adsorção sobre os organismos marinhos.
Também é provável a proveniência de algum Cu ao mar pelas emanações
vulcânicas, que são frequentemente cupríferas. Qualquer sal cuproso (Cu+) que
92
chegue ao mar se oxida em seguida para cúprico (Cu2+), assim, as quantidades
de Cu no mar são muito pequenas para que evaporitos marinhos e demais
sedimentos químicos possuam quantidades apreciáveis desse metal. Já as
fases mais detríticas apresentam quantidades um pouco maiores.
Visto que o Cr se assemelha tanto ao Fe 3+ e Al3+ em suas propriedades
químicas, tamanho e carga iônica, acompanha esses íons durante o ciclo
exógeno. Nas soluções que se formam durante os processos meteóricos,
somente uma pequena quantidade de Cr é removida. Em consequência, os
precipitados, oxidados e evaporados possuem baixos valores de Cr
(FONSECA, 2013). Na tabela 6.4 o valor aproximado de Cr em carbonatos é de
11 ppm. Os mármores da sequência apresentam valor médio de 23 ppm de
cromo, variando de 6 a 69 ppm, o que pode indicar diferentes níveis de
contaminação provenientes do corpo máfico-ultramáfico mineralizado em
cromo, assim como os teores dos diopsiditos, que variam de 5 a 38 ppm, com
exceção da amostra MI_02_1, coletada no contato com a ultramáfica,
apresentando 468 ppm de Cr. Os valores de Cr nos granulitos variam de 9 a 70
ppm (média de 40 ppm).
O teor médio de Ni para os mármores é de 19 ppm, consistente com o
valor proposto por (FLEISCHER e PARKER, 1967) de 20 a 30 ppm para rochas
carbonáticas sedimentares. Ainda, a baixa concentração de Zr nos mármores,
corrobora sua natureza paraderivada. A distribuição dos elementos traços
caracterizam, portanto, estas rochas como de origem sedimentar, descartando
qualquer hipótese de origem ortomagmática.
Tabela 6.1: Concentrações dos principais elementos traços nos serpentina mármores.
93
Tabela 6.2: Concentrações dos principais elementos traços nos diopsiditos.
Tabela 6.3: Concentrações dos principais elementos traços nos granulitos paraderivados.
Tabela 6.4: Abundância dos elementos em alguns tipos de rochas. X = 1 – 9 %.
Fonte: Fleischer e Parker, (1967).
94
6.3
COMPORTAMENTO DOS ELEMENTOS TERRAS RARAS
Foram analisadas um total de 29 amostras para ETR, destas, 11
representam
serpentina
mármores,
11
granulitos
paraderivados,
06
diopsiditos/piroxenitos, 01 chert e 01 metaortoclasito. As amostras foram
normalizadas segundo o “North American Shale Composite – NASC” (HASKIN
e FREY 1966 apud RICHARD, 1985) e para a água do mar atual (seawater)
(RICHARD, 1985).
Investigações
do
comportamento
das
ETR
durante
processos
metamórficos (CULLERS et al., 1974; MUECKE et al., 1979 apud TORRES et
al., 2006) indicam que há mobilidade das ETR durante eventos de caráter
metassomático, porém há pouca modificação dos padrões durante o
metamorfismo. Este fato permite usá-los na interpretação do material prémetamórfico e consequentemente do ambiente de formação.
Os serpentina mármores apresentam ΣETR variando em um intervalo
extenso, de aproximadamente 25 a 129 ppm (Tabela 6.6). O mesmo ocorre
com os diopsiditos, com ΣETR entre 53 e 135 ppm (Tabela 6.5). Os granulitos
aluminosos apresentam valores entre 36 e 196 ppm, à exceção de uma
amostra mais enriquecida, apresentando ΣETR de 779 ppm (MPD-03) (Tabela
6.7).
Os valores de (La/Lu)n nos serpentina mármores variam entre 24 e 92,
nos diopsiditos entre 7 e 42 e nos granulitos aluminoso entre 5 e 21, com
exceção das amostras MP3-03 e MM-01, que apresentam valores anômalos
(110 e 129, respectivamente). Percebe-se uma diminuição dessa razão dos
mármores para os granulitos, com os diopsiditos apresentando valores
intermediários, indicando fracionamento de ETRL entre essas litologias.
Ao normalizar as amostras segundo o folhelho NASC (Tabela 6.8),
observa-se anomalia negativa de Ce e Eu, ambas acentuadas nos mármores
(Figura 6.10). Os valores para todos ETR na maioria das amostras situam-se
abaixo de 1 do padrão do folhelho, com exceção da amostra MPD-03
(granulito) e da MM_01_1 (metarcóseo), que mostra enriquecimento acentuado
em ETRL. Isto indica que a maioria das amostras não sofreu influência
significante na concentração destes elementos por processos hidrotermais.
95
Assim, estes valores podem refletir processos deposicionais e diagenéticos,
auxiliando na reconstrução do ambiente deposicional.
As amostras possuem comportamento distinto ao serem normalizadas
ao padrão da água do mar atual (Tabela 6.9). Grande parte das amostras
exibem anomalia positiva de Ce, enquanto a anomalia de Eu torna-se
ligeiramente positiva para algumas amostras (Figura 6.11). Neste contexto, os
mármores apresentam um padrão menos anômalo para Ce e Eu. O padrão
geral mostra maior depleção em ETR pesados com relação a da água do mar e
forte enriquecimento em ETRL.
A distribuição de ETR em diferentes massas de água do mar reflete
fortemente o seu fracionamento em sedimentos. Considerando a concentração
relativa da ETR em rios semelhantes à de xistos, segundo Piper (1974 apud
TORRES et al., 2006), a remoção destes elementos da água do mar por fases
autigênicas e biogênicas resulta em: (i) um diminuição da sua concentração
total; (ii) uma depleção de Ce; e (iii) um enriquecimento de ETR pesados em
relação ETR leves.
Tabela 6.5: Valores de ETR’s nos diopsiditos.
96
Tabela 6.6: Valores de ETR’s nos mármores.
Tabela 6.7: Valores de ETR’s nos granulitos.
Tabela 6.8: Valores padrão de ETR’s para o folhelho NASC.
La
39
Ce
76
Pr
10,3
Nd
37
Sm
Eu
7
2
Gd
6,1
Tb
1,3
Dy
---
Ho
1,4
Er
4,0
Tm
0,58
Yb
3,4
Lu
0,6
Fonte: Haskin e Frey (1966, apud RICHARD 1985).
97
Tabela 6.9: Valores padrão e ETR’s para água do mar atual.
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
20,8
9,64
---
21,1
4,32
0,823
5,2
---
5,610
---
4,94
xxx
4,66
---
Fonte: Richard, 1985.
Figura 6.10: Padrão dos ETR das rochas supracrustais do vale do Jacurici normalizadas ao
folhelho NASC (HASKIN e FREY, 1966 apud RICHARD, 1985).
Figura 6.11: Padrão dos ETR das rochas supracrustais do vale do Jacurici normalizadas à
água do mar (RICHARD, 1995).
98
6.3.1 Anomalias de Ce e Eu
Os elementos Ce e Eu tem sido utilizados na interpretação
paleoambiental devido a influência que as variações de condições de oxidaçãoredução ocasionam na concentração destes elementos em ambiente
sedimentar.
Anomalias negativas de Ce em rochas sedimentares, particularmente
em rochas carbonáticas, tem sido muito utilizadas para argumentar a origem
marinha, enquanto a sua inexistência é atribuída a influência de águas
continentais (TLIG, 1987 apud PARENTE et al., 1998). Nos oceanos, a
oxidação de Ce+3 para a forma insolúvel Ce+4, na qual precipita como CeO2,
resulta na sua remoção e consequente empobrecimento deste elemento com
relação aos demais ETR (TORRES et al., 2006). Este processo ocorre
preferencialmente na porção superior da coluna d’água, onde há maior
presença de oxigênio (MAZUMDAR et al., 1998 apud TORRES, 2006). Com
isso, pode-se utilizar a anomalia de Ce como indicador das variações
eustáticas do nível do mar (WILDE et al., 1996), já que anomalias positivas
indicam condições mais oxidantes e coluna d’água menor, podendo associá-las
a fases regressivas, em que há descida do nível do mar. Neste sentido, as
anomalias negativas podem implicar fases transgressivas, cuja elevação do
nível do mar possibilitou a deposição de sedimentos sob condições mais
redutoras, em que o Ce é insolúvel e não precipita.
Também, tem-se verificado que o Ce não é removido em solução em
ambientes estuarinos. Em condições suficientemente oxidantes, o Ce é
inicialmente removido junto aos óxidos de Fe em águas fluviais. Em locais onde
estes complexos são preservados, como por exemplo, em sedimentos
carbonáticos estuarinos devonianos, estes mostram anomalia positiva de Ce.
Além disso, amostras de água do Mar Barents (HOGDAHL et al., 1968 in
FLEET 1984 apud TORRES et al., 2006), também não apresentam anomalia
negativa de Ce, e a água próxima a costa leste dos EUA é de 10 a 100 vezes
mais enriquecida neste elemento que a amostra coletada no Oceano Atlântico
adjacente. Outro fator que complementa estes estudos é a ausência de
99
anomalias negativas de Ce em amostras de chert depositados em extensas
plataformas (FLEET, 1984 apud TORRES et al., 2006).
Segundo Fleet (1984 apud TORRES et al., 2006) há duas possibilidades
para explicar a ausência de empobrecimento de Ce nos sedimentos marinhos
proximais à costa: (1) em áreas próximas ao continente, em regiões
plataformais, ocorre a mistura de águas continentais, que não são
empobrecidas em Ce, e águas ocêanicas empobrecidas, o que resulta em uma
deficiência em Ce mais ou menos pronunciada; (2) em áreas de mares rasos, o
Ce, apesar de tetravalente, se comporta como os demais ETR e é envolvido
em partículas sólidas suspensas com os demais ETR remanescentes. Já em
áreas continentais remotas, o Ce é selecionado por partículas sólidas muito
finas (<0,lμm, flocos de Fe-Mn) e removido, podendo resultar em uma anomalia
positiva ou negativa nos sedimentos. Tendo em vista estes processos, Shimizu
e Maskada (1977 apud PARENTE et al., 1998) sugeriram que o Ce é
deplecionado em águas oceânicas profundas, mas não em mares superficiais,
o que implica que anomalias positivas de Ce exibidas em sedimentos
carbonáticos podem indicar um paleoambiente estuarino ou marinho costeiro,
influenciado por águas continentais.
Com relação às anomalias de Eu nos sedimentos marinhos, as positivas
têm sido atribuídas a processos de influxos hidrotermais acompanhados de
enriquecimentos de ETRL (e.g. MICHARD et al., 1983, TLIG 1987 apud
TORRES et al., 2006), que são comuns nos sedimentos arqueanos, em que os
mares recebiam forte contribuição de fluidos hidrotermais. Este processo é
observado atualmente ao longo de cadeias meso-oceânicas e em centros de
expansão de retroarco, em ambiente redutor (FOUQUET el al., 1993 in BAU e
MOLLER, 1993 apud TORRES et al., 2006). Enquanto a anomalia negativa de
Eu, esta é considerada característica de ambiente redutor, cenário no qual o
Eu3+ é reduzido para Eu2+. No entanto, alguns autores sugerem que processos
metamórficos e metassomáticos possam causar uma redução do Eu (JARVIS
et al., 1975 in FLEET, 1984 apud PARENTE et al., 1998). Outros autores como
Morteani et al. (1983 apud PARENTE et al., 1998) sugerem que anomalias
negativas de Eu em carbonatos ocorrem em minerais formados a partir de
100
soluções com baixo Eh, enquanto as positivas associam-se a minerais
formados em soluções com alta fugacidade de oxigênio que interagiram na
decomposição de feldspatos antes da formação dos carbonatos, considerando
estes minerais a principal fonte de Eu. Anomalias de Eu positivas também
podem ocorrer sob condições ácidas, nas quais o Eu +2 é menos absorvido que
os demais ETR trivalentes durante a migração de fluidos. Esta situação é
favorecida em ambientes de baixa fugacidade de oxigênio e temperaturas entre
200 e 150°C (TORRES et al., 2006).
As rochas estudadas exibem padrão irregular com forte enriquecimento
em ETRL em relação aos ETRP, anomalia positiva de Ce e ligeiramente
positiva de Eu na maioria das amostras com relação a água do mar. Ao
considerar uma origem marinha para estes sedimentos, um enriquecimento em
ETRL e anomalia positiva de Ce podem indicar a influência de fonte aquosa
externa, diferente da água do mar e mais enriquecido em ETRL e Ce. Segundo
Torres et al. (2006), o enriquecimento em ETRL em ambiente sedimentar está
associado principalmente à presença de partículas e colóides, relacionados a
matéria orgânica e a hidróxidos de Fe e Mn em ambiente estuarino. Estas
informações podem levar a um cenário de formação de sedimentos
carbonáticos com diferentes proporções siliciclásticas e pelíticas de ambiente
marinho costeiro com incursão de material estuarino.
O enriquecimento
moderado ETR intermediários, como o Eu, pode corroborar para este contexto
de mistura de fontes aquosas.
Comparando ainda o comportamento dos ETR de mármores dolomíticos
neoproterozoicos da sequência metavulcano-sedimentar de Acarape, CE,
estudados por Torres et al. (2006), pode-se observar que são mais
empobrecidos nestes elementos, principalmente em ETRL. Além disso,
apresentam anomalias positivas de Ce mais acentuadas, com relação tanto ao
folhelho NASC quanto à água do mar, evidenciando que a água do mar no
ambiente de formação dessas rochas era mais depletada em Ce, com relação
ao ambiente de formação dos mármores descritos no presente trabalho, mais
antigo, possivelmente de idade arqueana.
101
Figura 6.12: Padrão dos ETRs dos mármores dolomíticos da sequência metavulcanosedimentar de Acarape, CE, normalizados ao folhelho NASC.
Fonte: Torres et al. (2006).
Figura 6.13: Padrão dos ETRs dos mármores dolomíticos da sequência metavulcanosedimentar de Acarape, CE, normalizados em relação à água do mar.
Fonte: Torres et al. (2006).
102
7
CAPÍTULO VII - CONSIDERAÇÕES FINAIS
_______________________________________________________________
O estudo petrográfico e litogeoquímico das rochas metacarbonáticas e
calcissilicáticas amostradas na região do vale do Rio Jacurici possibilitou a
classificação litológica e caracterização preliminar da origem de seus protólitos.
Do ponto de vista petrográfico, os serpentina mármores são constituídos
basicamente por uma matriz calcítica granoblástica envolvendo grãos de
serpentina, originados da alteração de forsteritas, ocorrendo ainda alguns
núcleos preservados,
caracterizando
uma
textura
porfiroblástica.
Mais
raramente, cristais de granada, biotita, muscovita, apatita e minerais opacos
também ocorrem nestas rochas. A classificação geoquímica aponta para
mármores dolomíticos à calcítico dolomíticos, visto que o alto teor de Mg que
constitui a forsterita (Fo96-99) desvia o campo para dolomitos. No entanto, os
carbonatos são essencialmente calcíticos. A presença de olivina indica que
estas rochas foram submetidas à condições metamórficas de alto grau e,
posteriormente, sofreram alterações hidrotermais que levaram à formação de
serpentina.
Foi possível conferir ainda que os diopsiditos representam porções
calcissilicáticas
monominerálicas
da
sequência,
sendo
constituídos
basicamente por clinopiroxênios que formam uma textura granoblástica
decussada a poligonal. Apesar da forte similaridade das propriedades óticas
desses minerais, a geoquímica dos elementos maiores evidencia que estes
variam entre composições mais cálcicas (diopsídio), predominante, ferrosas
(hedenbergita) e magnesianas (augita). Para assegurar a proporção exata
entre estes minerais, é necessária a aplicação de estudos de química mineral.
Já os biotita-hiperstênio-diopsídio granulitos e granada-biotita-hiperstêniodiopsídio granulitos representam litologias de derivação siliciclástica, com
porções pelíticas variáveis. As paragêneses envolvendo clinopiroxênios,
ortopiroxênios, granada e biotitas titaníferas, dispostos em uma textura
granoblástica decussada, evidenciam que um metamorfismo de alto grau, em
fácies granulito, foi imposto a esta sequência. Ainda, uma pequena ocorrência
103
de
anfibólio
associado
aos
piroxênios
pode
sugerir
processos
de
retrometamorfismo.
Ainda ocorrem intercaladas com estas litologias, metacherts, que
representa frações puras de quartzo, de química, além de metárcóseo, que
ocorre no topo da sequência e cuja composição é basicamente quartzofeldspática.
A
variação
composicional
do
pacote
sedimentar
(carbonática
e
siliciclástica) possibilitou a formação, durante o metamorfismo, de um conjunto
de rochas intercaladas com associações mineralógicas diferentes, no entanto
relacionadas, visto que, enquanto rochas dolomíticas ricas em quartzo podem
gerar rochas completamente diopsidíticas, as reações entre dolomita e
diopsídio ou dolomita e tremolita geram mármores calcíticos ricos em fosterita
em reações de descarbonatação. Além disso, as pequenas proporções de
impurezas argilosas fornecem elementos para formação de minerais
aluminosos, como granada, biotita e muscovita.
O enriquecimento em ETRL e a anomalia positiva de Ce e ligeiramente
positiva de Eu, com relação à composição de ETR da água do mar, sugerem
que diferentes proporções de material siliciclástico, carbonático e pelítico foram
fornecidos em um ambiente marinho costeiro com contribuição de fluidos
continentais, possivelmente de ambiente estuarino. Esta variação é refletida
nas diferentes paragêneses minerais de origem metamórfica hoje presentes
nestas litologias (calcita + serpentina/olivina + granada, diopsídio+hedenbergita
+ augita, diosídio + hiperstênio + biotita títanífera + granada). Além disso, as
relações entre SiO2/Al2O3, K2O/Na2O e MgO/CaO nos granulitos, plotados em
diagrama de discriminação de protólito, sugerem um protólito grauvaquíco com
contribuição pelítica e o enriquecimento destas rochas, em relação aos
mármores e diopsiditos, em alguns elementos traços metálicos (Co, Cu e V)
relacionados durante seu ciclo à argilominerais, está de acordo com o cenário
proposto. As demais distribuições e teores de elementos traços, como alto Sr e
Ba e baixo Ni, confirmam a origem sedimentar dessas rochas, descartando
qualquer hipótese de origem ortomagmática.
As profundas mudanças ocorridas na atmosfera terrestre no final do
Arqueano e início do Paleoproterozoico promoveram um enorme aumento na
104
quantidade de CO2 dissolvido nos oceanos e, consequentemente, a deposição
de espessas sequências de carbonatos, principalmente dolomíticos. Estes
depósitos formaram-se em condições de mar raso interdigitados com praias
litorâneas frequentemente com recifes algais
instalados em margens
continentais (WINDLEY, 1984).
Os resultados obtidos neste trabalho trazem contribuições para um
melhor entendimento do ambiente geológico e evolução de um segmento
crustal paleoproterozoico do nordeste do Craton do São Francisco. Com isso,
tem-se também elementos para interpretação do potencial metalogenético,
105
8
CAPÍTULO VIII - REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
_______________________________________________________________
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110
9
ANEXOS
9.1
ANEXO 1
9.1.1 Lista de Abreviação e Fórmula Química dos Minerais
Ab – Albita NaAlSi3O8
Alm – Almandina Fe3Al2(Si3O12)
Am – Anfibólio ---Na – Anortita CaAl2Si2O8
Ap – Apatita Ca5(PO4)3(F,OH,Cl)
Atg – Antigorita Mg3Si2O5(OH)4
Aug – Augita (Ca, Na)(Mg, Fe, Al)(Si, Al)2O6.
Brc – Brucita Mg(OH)2
Bt – Biotita K(Mg, Fe)3(AlSi3O10)(OH)2
Cal – Calcita CaCO3
Chl– Clorita (Mg,Al,Fe)12(Si, Al)8O20(OH)16
Cpx – Clinopiroxênio ---Di Diopsídio CaMgSi2O6
Dol – Dolomita CaMg (CO3)2
Ep – Epidoto Ca2(Al, Fe)3(SiO4)3(OH)
Fo – Forsterita Mg2SiO4
Grs – Grossulária Ca3Al2Si3O12
Grt – Granada ---Hd – Hedenbergita CaFeSi2O6
Kfs - K-feldspato ---Ms – Muscovita KAl2(Si3Al)O10(OH,F)2
Ol – Olivina ---Opx – Ortopiroxênio ---Per – Periclásio MgO
Pl – Plagioclásio ---Prp – Piropo Mg3Al2(Si3O12)
Qtz – Quartzo SiO2
111
Sp – Serpentina ---Tlc – Talco Mg2Si4O10(OH)2
Tr – Tremolita Ca2Mg5Si8O22(OH)2
Wo – Wollastonita CaSiO3
Zrn – Zircão ZrSiO4
Op - Opacos ----
112
9.2
ANEXO 2
9.2.1 Mapa Geológico do Vale do Rio Jacurici, Bahia
113
9.3
ANEXO 3
9.3.1 Tabela de Análises Geoquímicas
114