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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
PROGRAMA
CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA
SILVANDIRA DOS SANTOS GÓES PEREIRA DE JESUS
PETROGRAFIA E ANÁLISE MICROESTRUTURAL DA
ZONA DE ALTERAÇÃO HIDROTERMAL NA
SEQUÊNCIA METAVULCANOSSEDIMENTAR URANDI:
METAMORFISMO, EVOLUÇÃO TECTÔNICA E IMPLICAÇÕES
METALOGENÉTICAS
Salvador - BA
2011
ii
SILVANDIRA DOS SANTOS GÓES PEREIRA DE JESUS
PETROGRAFIA E ANÁLISE MICROESTRUTURAL DA
ZONA DE ALTERAÇÃO HIDROTERMAL NA
SEQUÊNCIA METAVULCANOSSEDIMENTAR URANDI:
METAMORFISMO, EVOLUÇÃO TECTÔNICA E IMPLICAÇÕES
METALOGENÉTICAS
Monografia elaborada para obtenção do título de Bacharel em
Geologia pela Universidade Federal da Bahia - UFBA.
Orientadora: Prof.ª Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz
Salvador - BA
2011
iii
TERMO DE APROVAÇÃO
SILVANDIRA DOS SANTOS GÓES PEREIRA DE JESUS
PETROGRAFIA E ANÁLISE MICROESTRUTURAL DA
ZONA DE ALTERAÇÃO HIDROTERMAL NA SEQUÊNCIA
METAVULCANOSSEDIMENTAR URANDI:
METAMORFISMO, EVOLUÇÃO TECTÔNICA E IMPLICAÇÕES
METALOGENÉTICAS
Trabalho Final de Graduação aprovado como requisito parcial para obtenção do grau de
Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
1° Examinador – Profª Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz - Orientadora
Instituto de Geociências, UFBA.
2º Examinador - Profª Dra. Ângela Beatriz de Menezes Leal
Instituto de Geociências, UFBA
3º Examinador – Geólogo Jofre de Oliveira Borges
Companhia Baiana de Pesquisa Mineral - CBPM
Local, Dia de Mês de Ano
Salvador, 18 de novembro de 2011
iv
“Se fosse fácil se chamaria pipoca de microondas, não monografia.”
A minha mãe Railda, meu pai „Tonzé‟ e
minha Vó “Miúda” com muito amor.
v
AGRADECIMENTOS
Que coisa maravilhosa é completar este curso de geologia: noites mal dormidas, crises
nervosas, alguns quilos a mais e fios de cabelo a menos! Enfim, antes de tudo tenho que
agradecer a Deus: pelos pais que eu tenho, pela força que ele tem me dado para suportar todas
as barras, pelos amigos que conservei e pelos que conquistei ao longo dessa caminhada
geológica.
Sem sombra de dúvidas tenho que agradecer DEMAIS aos meus pais, caramba que
pais! A minha mãe Railda por ser esse ser de luz, tão sábia, forte, meu espelho, minha força,
meu maior suporte em todo e qualquer momento. A meu pai, meu grande pai. O cara mais
figura que conheço, sempre com palpites certeiros, as melhores dicas, as melhores gastações e
as melhores risadas nos momentos mais chatos e estressantes desse trabalho. A todos os meus
familiares, primos, primas, tios e tias pela força, incentivo e compreensão ao longo desses 5
anos. Ah, muito obrigada minha avó “Miúda” e minha tia Avani por toda atenção, força e
carinho, além dos lanchinhos que me ajudaram a suportar várias noites em claro!
À professora Simone, pela oportunidade de realizar este trabalho. Muito obrigada pelo
suporte, por todos os ensinamentos, pela preocupação, pelo apoio e pela paciência de
conseguir me explicar e fazer entender os meus questionamentos, por tentar me tranquilizar
nos momentos finais que, para mim, foram de puro desespero.
Ao professor Johildo, também, o meu muito obrigada por permitir que eu fizesse parte
deste grupo chamado NGB.
À CPRM pela realização deste projeto, bem como pelo apoio na confecção das
lâminas delgadas.
À BAMIN pela disponibilização da amostras dos furos de sondagem, de fundamental
importância para concretização deste trabalho.
Ao pessoal da UFMG, na pessoa da professora Lydia Lobato, pelo apoio na confecção
das seções delgado-polidas, bem como na disponibilização de diversos artigos que ajudaram a
embasar esta pesquisa.
À professora Mª da Glória, pela paciência, atenção e disponibilidade em sanar diversas
dúvidas, ajudando na descrição de algumas seções delgadas e delgado-polidas.
À professora Ângela, pela boa vontade, preocupação e disponibilidade em fornecer
materiais, além de dar umas boas clareadas nas ideias, quando elas estavam turvas.
Ao amigo Jofre, pela paciência, pela troca de conhecimentos e disponibilidade em me
receber na CBPM e ajudar com o tratamento de dados e confecção dos gráficos do Amphical.
vi
Aos meus eternos professores e amigos do CNSC: Rosana Lino, Gilson, Dudu,
Valéria, Helena Amaral, Helena Lino, Virgínia W., Cristina Musse, Zé Luís, João Castro,
Renatinho, Diana, Rômulo, entre outros, por me incentivarem a seguir a carreira geológica e
pelos excelentes ensinamentos que tive ao longo da minha vida acadêmica.
Aos professores do IGEO: Osmário, Amalvina, Tânia, Vilton, Olívia, Félix, Geraldo,
Geraldo Marcelo, Flávio, João Batista, Telésforo, Haroldo Sá, Maria José pela atenção,
dedicação, pelo suporte, cada um a sua maneira, pelas oportunidades e por todos os
ensinamentos ao longo desses semestres, que, com certeza, foram de grande valia para minha
formação geológica e pessoal.
Aos funcionários do IGEO: Mércia, Aline, Caetano, Dera. Jairo, Edla, Aldacy, Bossal,
Marcelinho, Evandro, Mare, Romário, André, Alberto todos sempre prestativos.
Aos amig@s geológic@s conquistad@s ao longo do caminho: Drica, Nati, Jão, Pri,
Ed, Ádi, Duinho, Salsa, Tico, Muska, Fófis, Daniel, Nigrilson, Guiga, Fabi (minha
Tamagoshi) Eulão, Deco, Luciano, Gleide, Gleice, Nelize, AJ, Assumpção, Milena, Piii,
Cipri, Goiaba, Smeagol, Caio, Danilão, Paulo Ricardo, Murilo/Bizu, Metafórmica, Rebeca,
Vitinho/Rodo, Cabeça, Marcelinho, Emo, Éder, Rambo, Jailma, Mateus Cabeleira,
Mateus/Ceará, MV, Veca, os meninos de Barreiras (Marcelo, Cabelo, Sorriso e Tiaguinho), os
meninos da equipe S 2009.2, Nati Buckowski, entre outros que se eu esqueci não foi por falta
de gratidão, foi por falta de memória mesmo. Muito obrigada pelo apoio ao longo do
caminho, com palavras de suporte, sorrisos, piadinhas e farras.
A Mari, minha amiga e companheira, a minha eterna gratidão e carinho... Obrigada
por tanta coisa boa que me trouxe ao longo desse semestre. Muito obrigada por ter aparecido e
ficado em minha vida.
Aos meninos da MMGS: Segundo, Peu e Danilo, o meu muito obrigado pela
oportunidade, pela confiança e troca de conhecimentos ao longo deste semestre.
Às minhas irmãs lindas Tay, Carolzinha, Gica e Lu. Muito obrigada pelo suporte, pelo
carinho, pelo dengo, pela preocupação e por compreender que minha ausência, devido aos
compromissos geológicos, era necessária ao meu crescimento. A meu grande amigo-irmão
Lemos, por todo apoio, carinho, preocupação, suporte durante as fases mais difíceis ao longo
desses anos. A Maria, Cacau, Juli, Piuguete, Vini, Nany, Jackaboy, pelo carinho, suporte e
amizade devotada. Amo Vocês!
Muito obrigada a todos aqueles que não foram citados, mas que de alguma forma
ajudaram a concretizar este sonho.
vii
RESUMO
A Sequência Metavulcanossedimentar Urandi-SMVU está localizada na zona de transição
entre o Cráton do São Francisco e o Orógeno Araçuaí, abrangendo o município homônimo à
sequência. Constitui-se uma sequência metavulcanossedimentar pouco estudada que possui
vocação metalogenética para ferro e é composta por rochas metamáficas que se intercalam a
rochas metapelíticas, formações ferríferas bandadas, quartzitos e rochas calcissilicáticas, todas
estas milonitizadas e metamorfizadas no fácies anfibolito. Essas rochas apresentam-se
intrudidas por granitoides de idade Riaciano-orosiriana que constituem o granito Santa Isabel
e o Batólito Monzo-Sienítico Guanambi-Urandi. A interação, provavelmente, com fluidos
destes granitoides imprimiu a estas rochas uma alteração hidrotermal em graus diferenciados.
Rochas metamáficas, metapelíticas, metagranitoides encontram-se desde preservadas até
muito modificadas, constituindo os denominados hidrotermalitos. Associado a esta alteração
desenvolve-se uma paragênese mineralógica sin-tectônica composta por microclina,
plagioclásio e biotita; e sin a tardi-tectônica composta por quartzo, anfibólios metassomáticos,
carbonato, turmalina, epidoto, mica branca, além de concentrações de hematita, magnetita,
pirita e calcopirita. Os estudos petrográficos realizados, além de permitir a identificação desta
paragênse mineral, possibilitou a classificação da mineralização da SMVU em dois tipos
principais, quais sejam: a) a mineralização do tipo I, de gênese sedimentar, itabirítico,
hematítico e com baixa intensidade de alteração hidrotermal, assinalada pela presença de raros
grãos de microclina, plagioclásio, turmalina e apatita; b) a mineralização do tipo II, composto
predominantemente por magnetita com associações subordinadas e tardias de hematita, pirita
e calcopirita associada às rochas mais fortemente hidrotermalizadas. O conjunto de dados
obtidos a partir dos estudos de campo, petrográficos, microestruturais e microquímicos, que
ainda precisam ser aprofundados, permitiram elaborar um modelo genético preliminar para a
área da SMVU. A análise e interpretação destes dados indicam grandes similaridades que
enquadram esta sequência tanto na classificação dos depósitos do tipo Iron Oxide-CopperGold-IOCG, quanto nos depósitos associados à orogenia.
Palavras-chave: Bloco Gavião, Sequência Metavulcanossedimentar Urandi-SMVU,
alteração hidrotermal.
viii
ABSTRACT
The Urandi Metavolcanossedimentary Sequence is located in the transition zone between
the São Francisco Craton and Araçuai Orogen, covering the homonymous city of the
sequence. It represents a metavolcanossedimentary sequence still being studied, having
metallogenetic potential for iron and is comprised by metamafic and metapelitic rocks,
banded iron formations, quartzites and calc-silicatics, all of them milonitized and
metamorphosed in amphibolite facies. These rocks are intruded by Riacian-Orosirian
granitoids that comprises Santa Isabel‟s Granite and the Guanambi-Urandi Monzo-Syenitic
Batholith. The interaction with these granitoids‟ fluids overprinted a hydrothermal alteration
in different degrees to those rocks. Metamafic and metapelitic rocks, and metagranitoids can
be found from preserved rocks up to strongly modified, forming the so-called hydrotermalites.
Related to this change develops a syn-tectonic paragenesis consisting of microcline,
plagioclase and biotite; and syn- to late- tectonic consisting of quartz, metasomatic
amphiboles, carbonate, tourmaline, epidote, white mica and concentrations of hematite,
magnetite, pyrite and chalcopyrite. Petrographic studies allowed this paragenesis
identification, making it possible to classify SMVU‟s mineralizaton into two types, namely: a)
ore type
I, of sedimentary genesis, itabiritic, hematite-rich and low intensity
hydrothermalized, marked by the seldom presence of microcline, plagioclase, tourmaline and
apatite; b) ore type II, mainly composed of magnetite with subordinate associations of late
hematite, pyrite and chalcopyrite, related to strongly hydrothermalized rocks. The data set
obtained from field, petrographic, microstructural and microchemical studies, which still need
to be researched further, let us elaborate a preliminary genetic model for SMVU‟s area that
presents evidences and similarities that fit both with the classification of Iron Oxide-CopperGold-deposits-IOCG and Orogen-related deposits
Key-words: Gavian Block, Urandi Metavolcanossedimentary Sequence, hydrothermal
alteration.
ix
SUMÁRIO
ÍNDICE DE FIGURAS .......................................................................................... xii
ÍNDICE DE FOTOGRAFIAS .............................................................................. xiv
ÍNDICE DE FOTOMICROGRAFIAS ................................................................ xvi
ÍNDICE DE TABELAS....................................................................................... xxvi
CAPÍTULO I – INTRODUÇÃO ............................................................................. 27
1.1.
Aspectos gerais ......................................................................................... 27
1.2.
Contextualização e apresentação do problema ......................................... 29
1.3.
Localização e Acesso da área de trabalho ................................................ 29
1.4.
Objetivos................................................................................................... 29
1.5.
Justificativa ............................................................................................... 31
1.6.
Método de Trabalho.................................................................................. 32
1.7.
Organização da Monografia ..................................................................... 33
CAPÍTULO II – GEOLOGIA REGIONAL............................................................ 35
2.1.
Introdução ............................................................................................... 35
2.2.
Unidades Litoestratigráficas.................................................................. 37
2.2.1.
Complexo Santa Isabel .......................................................................38
2.2.2.
Greenstone Belt Riacho de Santana ...................................................38
2.2.3.
Sequência Metavulcanossedimentar Urandi ......................................41
2.2.4.
Granitoides Paleoproterozoicos..........................................................42
2.2.5.
Supergrupo Espinhaço........................................................................43
2.2.6.
Rochas Intrusivas Básicas ..................................................................44
2.2.7.
Supergrupo São Francisco ..................................................................45
2.3.
Evolução Tectônica ................................................................................. 48
CAPÍTULO III – DEPÓSITOS DO TIPO IOCG .................................................. 52
x
3.1.
Introdução ............................................................................................... 52
3.2.
Conceito de IOCG .................................................................................. 54
3.3.
Principais Tipos de Depósitos IOCG .................................................... 55
3.4.
Alteração Hidrotermal ........................................................................... 57
CAPÍTULO IV – CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA DA SEQUÊNCIA
METAVULCANOSSEDIMENTAR URANDI E DA ZONA DE ALTERAÇÃO
HIDROTERMAL........................................................................................................... 61
4.1.
Introdução ............................................................................................... 61
4.2.
Unidades da SMVU e Caracterização das Rochas Encaixantes da Zona de
Alteração Hidrotermal ............................................................................................. 64
4.2.1.
Metamáficas/Anfibolitos ....................................................................64
4.2.2.
Metapelitos .........................................................................................71
4.2.3.
Formações Ferríferas ..........................................................................79
4.2.4.
Granitoides a Metagranitoides ........................................................... 85
4.3.
Caracterização da zona de alteração hidrotermal na SMVU............. 90
4.3.1.
Rochas metamáficas/anfibolíticas ......................................................90
4.3.2.
Formações Ferríferas hidrotermalizadas ............................................94
4.3.3.
Granitoides hidrotermalizados ......................................................... 105
4.3.4.
Hidrotermalitos Xistificados ............................................................ 110
4.4.
Metamorfismo ....................................................................................... 121
CAPÍTULO V- MODELO DE ALTERAÇÃO HIDROTERMAL E IMPLICAÇÃO
METALOGENÉTICA ................................................................................................. 125
5.1.
Introdução ............................................................................................. 125
5.2.
Síntese da Geologia Estrutural ............................................................ 125
5.3.
Síntese da Alteração Hidrotermal ....................................................... 127
5.4.
Discussão dos Resultados ..................................................................... 138
5.5.
Tipologia do Minério de Ferro na SMVU .......................................... 139
xi
5.6.
Modelo Genético Preliminar................................................................ 141
CAPÍTULO VI – CONCLUSÕES......................................................................... 144
REFERÊNCIAS.................................................................................................... 146
xii
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1.1 - Localização da área de estudo no âmbito do Cráton do São Francisco. BG =
Bloco Gavião; BJ= Bloco Jequié; BISC= Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá; BS= Bloco
Serrinha. FA= Orógeno Araçuaí; FB = Orógeno Brasília; FRP= Orógeno Rio Preto; FRPT=
Orógeno Riacho do Pontal; FS= Orógeno Sergipano (Modificado de ALKMIM, 2007). ....... 28
Figura 1.2- Mapa de situação e localização da área de estudo. ................................................ 30
Figura 2.1 - Localização da área de estudo no Cráton do São Francisco, enfatizando o antigo e
novo limite proposto. ES e CD correspondem ao Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos
do Espinhaço Setentrional e Chapada Diamantina, respectivamente (CRUZ, 2004). ............. 35
Figura 2.2 - Distribuição das idades modelo (TDM) na porção setentrional do Craton do Sao
Francisco segundo Barbosa & Sabaté, 2003. ........................................................................... 37
Figura 2.3 - Mapa Geológico simplificado do Estado da Bahia. Em preto, os principais
terrenos Greenstone Belts e Sequências Vulcanossedimentares, dentre elas a SMVU
(Modificado de SILVA & CUNHA,1999). Notar o limite da Figura 2.4. ............................... 39
Figura 2.4- Limites do lineamento Urandi-Paratinga, cuja localização encontra-se na figura
2.3, e unidades litoestratigráficas inseridas na área de estudo (Modificado de SANTOS,
1999). A posição desta figura, no cenário regional, encontra-se na Figura 2.3. ...................... 40
Figura 2.5 - Coluna estratigráfica proposta para o Supergrupo Espinhaço nas regiões do
Espinhaço Setentrional e sua correlação com a Chapada Diamantina (Modificado de
LOUREIRO et. al. 2009).......................................................................................................... 46
Figura 2.6 - Coluna estratigráfica simplificada da bacia intracratônica do São Francisco,
enfatizando o empilhamento e a constituição das grandes unidades de preenchimento, as
idades, os ambientes deposicionais, o comportamento da bacia e a espessura aflorante das
unidades (ALKMIM & MARTINS-NETO, 2001)................................................................... 47
Figura 2.7- Modelo proposto por Arcanjo et. al. (2005) para a evolução arqueana da porção
oeste do Cráton do São Francisco, no âmbito do estado da Bahia. .......................................... 50
Figura 2.8- Colagem das quatro paleoplacas arqueanas durante o evento Riaciano-Orosiriano,
por Barbosa & Sabaté, 2003. .................................................................................................... 50
xiii
Figura 2.9 - Modelo proposto por Arcanjo et. al (2005) para a evolução Riaciano-orosiriana
para a porção oeste do Cráton do São Francisco, no âmbito do estado da Bahia..................... 51
Figura 2.10 - Modelo proposto por Arcanjo et. al (2005) para a evolução Meso a
Neoproterozóica para a porção oeste do Cráton do São Francisco, no âmbito do estado da
Bahia. ........................................................................................................................................ 51
Figura 3.1- Mapa de localização e distribuição dos distritos e principais depósitos IOCG ao
longo do planeta (CORRIVEAU, 2007)................................................................................... 53
Figura 3.2- Figura resumo das principais características dos 6 tipos de depósitos IOCG,
atualmente reconhecidos (Modificado de CORRIVEAU, 2007). ............................................ 55
Figura 4.1 - Mapa da Sequência Metavulcanossedimentar (CRUZ et. al., 2012 em
preparação). .............................................................................................................................. 62
Figura 4.2 - Diagrama de variação composicional para os grãos de plagioclásio das rochas
anfibolíticas menos modificadas. ............................................................................................. 69
Figura 4.3 - Gráfico de variação composicional paras a granadas encontradas nos metapelitos
com predominância de Almandina, rica em ferro. ................................................................... 76
Figura 4.4 - Gráfico de estabilidade mineral, enfatizando as zonas de estabilidade da
grunerita, actinolita, magnetita, hematita e granada (Modificado de KLEIN, 1983; 2005). .. 124
Figura 5.1 - Modelo deformacional proposto por Figueiredo (2009) para a SMVU. ............ 126
Figura 5.2 - Seção de correlação entre os três furos (URN001, URN002 e URN0017) de
sondagem estudados, assinalando o diferentes tipos litológicos e os processos de alteração
hidrotermal mais expressivos ................................................................................................. 135
Figura 5.3 - Gráficos comparativos da variação composicional das rochas preservadas,
intermediárias e hidrotermalizadas da SMVU........................................................................ 136
Figura 5.4 - Gráficos composicionais comparativos entre anfibólios das formações ferríferas
hidrotermalizadas e rochas metamáficas preservadas. ........................................................... 137
Figura 5.5 - Modelo genético preliminar proposto para a alteração hidrotermal e
mineralização da SMVU. ....................................................................................................... 143
xiv
ÍNDICE DE FOTOGRAFIAS
Fotografia 4.1 - Veio de quartzo portador de granada de composição espessartita. A – Visão
geral do veio de quartzo. B – Detalhe do veio e granadas euédricas. Mina Barreiro dos
Campos, ponto TS-19 de coordenada UTM: 8360157mN e 749192mE. ................................ 63
Fotografia 4.2 - Afloramento de rocha metamáfica/anfibolito em corte de estrada da BA-122.
Ponto TS-04/TS-75 de coordenada UTM: 836342mN e 748424mE. ...................................... 64
Fotografia 4.3 – Foto de rocha metamáfica/anfibolito fortemente milonitizada com coloração
cinza esverdeado. Ponto TS-04/TS-75 de coordenada UTM: 836342mN e 748424mE .......... 64
Fotografia 4.4 - Afloramento de rocha metapelítica em corte de estrada da BA-122 no ponto
TS-73 de coordenadas UTM: 8365583mN e 751402mE. ........................................................ 72
Fotografia 4.5- Presença de dobra assimétrica em S em rocha metapelítica fortemente
intemperizada no ponto TS-03 de coordenada UTM: 8362956mN e 747891mE. ................... 72
Fotografia 4.6 - Afloramento de itabirito em corte existente na Serra de Urandi. Ponto TS-01
de coordenada UTM: 8366785mN e 750150mE. ..................................................................... 79
Fotografia 4.7 - Mesobandamentos existentes na rocha itabirítica, alternando domínios ricos
em quartzo com domínios ricos em óxido de ferro. Ponto BSF-954 de coordenada UTM:
8363194mN e 747919mE ......................................................................................................... 79
Fotografia 4.8 - Boudins e boudins rompidos em amostra de rocha itabirítica da SMVU. Furo
de sondagem - BAMIN. ........................................................................................................... 80
Fotografia 4.9 - Dobras assimétricas e parasíticas, indicadas pela seta, em amostra de rocha
itabirítica da SMVU. Furo de sondagem – BAMIN................................................................. 80
Fotografia 4.10 - Granitoide intrusivo na formação ferrífera da SMVU. Ponto TS-01 de
coordenada UTM: 8366785mN e 750150mE .......................................................................... 86
Fotografia 4.11 - Granitoide fortemente milonitizado em corte de estrada na BA-122. Ponto
TS-73 de coordenada UTM: 8365583mN e 751402mE........................................................... 86
Fotografia 4.12 - Zona de biotitização desenvolvida em rocha itabirítica da zona de alteração
hidrotermal. Amostra BM0034888, furo URN0017 - BAMIN. ............................................... 94
Fotografia 4.13 - Vênulas sulfetadas preenchendo fraturas nas rochas itabiríticas da zona de
alteração hidrotermal. Furo de sondagem – BAMIN. .............................................................. 94
xv
Fotografia 4.14 - Vênulas de sulfeto (pirita – Py e calcopirita - Cpy) oblíquas à trama
deformacional em amostra de itabirito hidrotermalizado. Furo de sondagem - BAMIN......... 94
Fotografia 4.15 - Amostra de hidrotermalito xistificado e granadífero, com porfiroblastos de
tamanho centimétrico e coloração levemente rosada. Amostra BM0014018, furo URN001 BAMIN. .................................................................................................................................. 110
Fotografia 4.16 - Amostra de hidrotermalito com presença de vênulas sulfetadas (cpy e py).
Amostra BM0013034, furo URN002 – BAMIN. ................................................................... 110
Fotografia 5.1 - Bandamento metamórfico/deformacional regular, originado pela alternância
de níveis hematíticos com níveis quartzosos na mineralização do tipo I. Furo de sondagem BAMIN. .................................................................................................................................. 140
Fotografia 5.2 - Bandamento metamórfico/deformacional irregular nas rochas que comportam
a mineralização do tipo II. Por vezes a mineralização ocorre de forma mais maciça (seta em
amarelo). Furo URN0017 - BAMIN. ..................................................................................... 140
xvi
ÍNDICE DE FOTOMICROGRAFIAS
Fotomicrografia 4.1 – Visão do aspecto geral da rocha metamáfica/anfibolítica. Em laranja
traço aproximado da foliação a asinaladada pelo alinhamento dos anfibólios e minerais
opacos. Anf-Anfibólio, Op-Minerais Opacos. Foto com polarizadores descruzados. Amostra
BM0014015, furo URN001 –BAMIN...................................................................................... 66
Fotomicrografia 4.2 – Grãos tabulares a prismáticos de anfibólio assinalando a microestrutura
nematoblástica predominante nas rochas metamáficas/anfibolíticas. Anf-Anfibólio, OpMinerais Opacos, Plag-Plagioclásio. Foto com polarizadores cruzados. Amostra BM0014015,
furo URN001 – BAMIN. .......................................................................................................... 66
Fotomicrografia 4.3 - Feições de embaiamento originadas pelo intecrescimento dos minerais
opacos (Op) em uma zona rica em anfibólio (Anf). A – Vista geral da feição de embaiamento.
B- Detalhe, demonstrando a formação de “ilhas” de anfibólio envoltas por minerais opacos.
Anf-Anfibólio, Op-Minerais Opacos. Foto com polarizadores descruzados. Amostra
BM0014015, furo URN001 –BAMIN...................................................................................... 66
Fotomicrografia 4.4 - Microestrutura blastointergranular em rocha metamáfica/anfibolítica,
revelando também a preservação da geminação polissintétita do tipo albita no plagioclásio. A
– Aspecto geral da microestrutura. B- Detalhe. Anf-Anfibólio, Pl/Plag-Plagioclásio. Foto com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014015, furo URN001 – BAMIN. .............................. 68
Fotomicrografia 4.5 - Veios de minerais opacos que preenchem fraturas paralelas à foliação
milonítica na rocha metamáfica/anfibolítica. A- Visão geral da rocha com veios de minerais
opacos em luz plana. B- Visão da rocha e dos veios de minerais opacis em luz refletida
demonstrando que estes veios são compostos por magnetita, pirita e calcopirita. AnfAnfibólio, Cpy-Calcopirita, Mt-Magnetita, Op-Minerais Opacos, Py-Pirita, Plag-Plagioclásio.
Amostra BM0014016, furo URN001 – BAMIN. ..................................................................... 70
Fotomicrografia 4.6 - Fotomicrografia de detalhe dos minerais opacos que constituem os
veios que preenchem fraturas das rochas metamáficas, demonstrando o zoneamento existente.
Magnetita com sulfetos em suas bordas.Cpy-Calcopirita, Mt-Magnetita, Py-Pirita. Foto em
luz refletida e com polarizadores cruzados. Amostra BM0014016, furo URN001 – BAMIN. 70
xvii
Fotomicrografia 4.7 - Quartzo de origem ígnea, constituinte da rocha metamáfica que ocorre
em
menor
quantidade.
Anf-Anfibólio,
Plag-Plagioclásio,
Qtz-Quartzo.
Foto
com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014016, furo URN001 – BAMIN. .............................. 70
Fotomicrografia 4.8 - Veio de quartzo, configurando uma zona de silicificação. Observar a
presença de veios de minerais opacos associados a esta zona de silicificação. Em laranja traço
aproximado da foliação da rocha. Hbl-Hornblenda, Op-Minerais Opacos, Qtz-Quartzo. Foto
com polarizadores descruzados. Amostra BM0014015, furo URN001 – BAMIN. ................. 71
Fotomicrografia 4.9 - Lamelas de biotita com veios de minerais opacos preenchendo fraturas
e ao longo dos seus planos de clivagem. Bt-Biotita, Op-Minerais Opacos. Foto com
polarizadores descruzados. Amostra BM0034892, furo URN0017 – BAMIN. ....................... 74
Fotomicrografia 4.10 - Níveis ricos em quartzo que, por vezes se alternam aos níveis de
biotita formando uma espécie de bandamento composicional. Foto com polarizadores
descruzados. Amostra BM0034892, furo URN0017 – BAMIN. ............................................. 74
Fotomicrografia 4.11 - Microestrutura lepidoblástica em rocha metapelítica assinalada pela
orientação preferencial de lamelas de biotita e mica branca. Bt-Biotita, Mb-Mica Branca, QtzQuartzo. Foto com polarizadores cruzados. Amostra BSF-1034 (8355423mN e 746229mE). 74
Fotomicrografia 4.12 - Granada intertectônica contornada pela foliação originada pelas
lamelas de biotita originando as chamadas "sombras de pressão". Em amarelo, traço da
direção aproximada das lamelas de biotita que contornam o grão de granada. Bt-Biotita, GrtGranada. Foto com polarizadores descruzados. Amostra BM0034892, furo URN0017 BAMIN. .................................................................................................................................... 75
Fotomicrografia 4.13 - Granada sin-tectônica com desenvolvimento de feição que remete a
um "snow-ball" incipiente. Em amarelo, traço do giro estimado para o grão de granada. BtBiotita, Grt-Granada, Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores descruzados. Amostra
BM0034892, furo URN0017 - BAMIN. .................................................................................. 75
Fotomicrografia 4.14 - Granada tardi-tectônica com faces mais bem formadas e formato
aproximado hexagonal. Foto com polarizadores descruzados. Bt-Biotita. Amostra
BM0034895, furo URN0017 - BAMIN. .................................................................................. 75
Fotomicrografia 4.15 - Granada cortada por veios de minerais opacos que preenchem fraturas
perpendiculares e paralelas à foliação. Bt-Biotita, Op-Minerais Opacos. Foto com
polarizadodes descruzados. Amostra BM0034892, furo URN0017 – BAMIN. ...................... 75
xviii
Fotomicrografia 4.16 – Veio de minerais opacos preenchendo fraturas paralelas à clivagem
das lamelas de biotita. Bt-Biotita, Op-Minerais Opacos. Foto com polarizadores descruzados.
Amostra BM0014014, furo URN001 – BAMIN. ..................................................................... 77
Fotomicrografia 4.17 – Veio de minerais opacos preenchendo fraturas paralelas à foliação, em
associação com níveis mais quartzosos. Bt-Biotita, Grt-Granada, Op-Minerais Opacos, QtzQuartzo. Foto com polarizadores descruzados. Amostra BM0034892, furo URN0017 –
BAMIN. .................................................................................................................................... 77
Fotomicrografia 4.18 - Grão de estaurolita associado ao quartzo, biotita e turmalina, sem
orientação preferencial em rocha metapelítica. A - Com polarizadores descruzados. B - Com
polarizadores cruzados. Bt-Biotita, Op-Minerais Opacos, St-Estaurolita, Turm-Turmalina.
Amostra BM0014014, furo URN001 – BAMIN. ..................................................................... 78
Fotomicrografia 4.19 - Grãos de plagioclásio com bordas interlobadas e fracamente alterados
para mica branca, em associação ao quartzo e biotita. Bt-Biotita, Pl-Plagioclásio, QtzQuartzo. Foto com polarizadores cruzados. Amostra BM0014014, furo URN001 – BAMIN.78
Fotomicrografia 4.20 - Feição de embaiamento entre hematita e quartzo, originando "ilhas" de
quartzo imersas em massas hematítitcas. Hem-Hematita, Qtz-Quartzo. Foto com
polarizadores descruzados. Amostra BM0034884, furo URN0017 - BAMIN. ....................... 82
Fotomicrografia 4.21 - Veios de hematita formando feições do tipo stockwork, envolvendo
grãos de quartzo. Hem-Hematita, Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores descruzados. Amostra
BM0034885, furo URN0017 - BAMIN. .................................................................................. 82
Fotomicrografia 4.22 - Visão geral da lâmina itabirítica, demonstrando sua composição
apenas por hematita e quartzo. Hem-Hematita. Foto em luz refletida, com polarizadores
cruzados. Amostra BM0034884, furo URN0017 - BAMIN. ................................................... 82
Fotomicrografia 4.23 - Detalhe dos grãos de hematita recristalizados e poligonizados, por
vezes formando "junções tríplices", destacadas em vermelho. Hem-Hematita, Qtz-Quartzo.
Foto em luz refletida, com polarizadores cruzados. Amostra BM0014005, furo URN001 BAMIN. .................................................................................................................................... 82
Fotomicrografia 4.24 - Grãos de quartzo com inclusões de turmalina com orientação
preferencial segundo à foliação da rocha. Hem-Hematita, Qtz-Quartzo, Turm-Turmalina. Foto
com polarizadores cruzados. Amosta BM0034884, furo URN0017 - BAMIN. ...................... 83
xix
Fotomicrografia 4.25 - Grão de grunerita cortado por veios de hematita, separando este
mineral em diversas partes. Gru-Grunerita-cummingtonita. Hem-Hematita. Foto com
polarizadores descruzados. Amostra BM0034885, furo URN0017 - BAMIN. ....................... 83
Fotomicrografia 4.26 - Porfiroblasto de anfibólio metassomático truncando a foliação da
formação ferrífera itabirítica. Anf-Anfibólio. Foto com polarizadores descruzados. Amostra
BM0034885, furo URN0017 – BAMIN................................................................................... 84
Fotomicrografia 4.27 - Grão de plagioclásio com geminação albita em meio ao domínio rico
em hematita. Pl-Plagioclásio. Foto com polarizadores cruzados. Amostra BM0034884, furo
URN0017 - BAMIN. ................................................................................................................ 84
Fotomicrografia 4.28 – Grão de microclina com geminação albita-periclina em nível rico em
hematita na rocha itabirítica. Hem-Hematita, Mc-Microclina, Qtz-Quartzo. Foto com
polariadores cruzados. Amosta BM0034885, furo URN0017 - BAMIN. ................................ 85
Fotomicrografia 4.29 - Grão de apatita inclusa em grãos de quartzo no nível mais rico neste
mineral em rocha itabirítica Ap-Apatita, Gru-Grunerita-cummingtonita, Op-Minerais Opacos,
Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores cruzados. Amostra BM0014006, furo URN001 BAMIN. .................................................................................................................................... 85
Fotomicrografia 4.30 - Grão de microclina com formação de mica branca e biotita em suas
fraturas. Bt-Biotita, Mb-Mica Branca, Mc-Microclina. Foto com polarizadores cruzados.
Amostra BM0014026, furo URN002 - BAMIN. ..................................................................... 88
Fotomicrografia 4.31 - Grão de microclina com presença de mimerquita, sugerindo uma
origem ígnea para o quartzo. Bt-Biotita, Kfs-K-feldspato, Mb-Mica Branca. Foto com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014026, furo URN002 - BAMIN. ............................... 88
Fotomicrografia 4.32 – Grão de plagioclásio fortemente saussuritizado, pode-se observar,
também, a formação de mica branca a partir de grãos de microclina. Bt-Biotita, Mb-Mica
Branca, Mc-Microclina, Pl-Plagioclásio, Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores cruzados.
Amostra BM0014017, furo URN001 - BAMIN. ..................................................................... 89
Fotomicrografia 4.33 – Mica branca substituindo grão de microclina, demonstrando uma
reação de formação a partir deste mineral. Bt-Biotita, Mb-Mica Branca, Mc-Microclina. Foto
com polarizadores cruzados. Amostra BM0014017, furo URN001 - BAMIN. ....................... 89
xx
Fotomicrografia 4.34 - Grão de apatita prismática inclusa em grão de quartzo. Bt-Biotita, MbMica Branca, Pl-Plagioclásio, Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores cruzados. Amostra
BM0014017, furo URN001 - BAMIN. .................................................................................... 89
Fotomicrografia 4.35 - Anfibólios cortados por veios de minerais opacos paralelos e,
subordinadamente, perpendiculares à clivagem deste mineral. Hbl-Magnesiohornblenda, OpMinerais Opacos. Foto com polarizadores descruzados. Amostra BM0014027, furo URN002 BAMIN. .................................................................................................................................... 91
Fotomicrografia 4.36 - Feição de embaiamento originada pelo intercrescimento de minerais
opacos na rocha anfibolítica, findando na formação de “ilhas” de anfibólio. A seta em amarelo
sinaliza um provável prisma de cummingtonita. Hbl-Magnesiohornblenda, Op-Minerais
Opacos. Foto com polarizadores descruzados. Amostra BM0014027, furo URN002 –
BAMIN. .................................................................................................................................... 91
Fotomicrografia 4.37 - Lamela de biotita preenchendo fratura existente no grãos de anfibólio,
truncando este mineral. Anf-Anfibólio, Bt-Biotita. Foto com polarizadores cruzados. Amostra
BM0014027, furo URN002 - BAMIN. .................................................................................... 92
Fotomicrografia 4.38 - Microestrutura intergranular em rocha metamáfica, revelando também
a preservação da geminação polissintética do tipo albita em grão de plagioclásio. MoMinerais Opacos, Pl-Plagioclásio. Foto com polarizadores cruzados. Amostra BM0014027,
furo URN002 – BAMIN. .......................................................................................................... 92
Fotomicrografia 4.39 - Lamela de biotita englobando grãos de anfibólio. Observa-se, também,
a presença de minerais opacos nas bordas da biotita. Anf-Anfibólio, Bt-Biotita. Foto com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014027, furo URN002 - BAMIN. ............................... 93
Fotomicrografia 4.40 - Mica branca em contato com grão de anfibólio. Este mineral é,
possivelmente, produto da alteração dos plagioclásios. Anf-Anfibólio, Mb-Mica Branca. Foto
com polarizadores cruzados. Amostra BM0014027, furo URN002 - BAMIN. ....................... 93
Fotomicrografia 4.41 - Dobra intrafolial
interna à xistosidade da rocha itabitítica
hidrotermalizada. Foto com polarizadores cruzados. Amostra BM0034889, furo URN0017 BAMIN. .................................................................................................................................... 96
Fotomicrografia 4.42 - Microestrutura do tipo kinkband desenvolvida em lamela de biotita.
Em amarelo o traço aproximado da estrutura. Bt-Biotita. Foto com polarizadores cruzados.
Amostra BM0034888, furo URN002 - BAMIN. ..................................................................... 96
xxi
Fotomicrografia 4.43 - Veio de quartzo discordante com relação à foliação da rocha e
formação de ribbons de quartzo no veio. Foto com polarizadores cruzados. Qtz - Quartzo
Amostra BM0034890, furo URN0017 - BAMIN. ................................................................... 97
Fotomicrografia 4.44 - Magnetita substituindo anfibólio metassomático originando um
pseudomorfo. Foto com polarizadores descruzados. Amostra BM0034889, furo URN0017 BAMIN. .................................................................................................................................... 97
Fotomicrografia 4.45 - Magnetita sendo envolvida por hematita, formando "ilhas". HemHematita, Mt–Magnetita. Foto em luz refletida, com polarizadores cruzados. Amostra
BM0034890, furo URN0017 - BAMIN ................................................................................... 98
Fotomicrografia 4.46 - Hematita constituindo veios discordantes à foliação da rocha,
truncando os mineras silicáticos e a magnetita. Hem-Hematita. Foto em luz refletida, com
polarizadores cruzados. Amostra BM0034890, furo URN0017 - BAMIN. ............................. 98
Fotomicrografia 4.47 – Pirita subidioblástica em contato com grãos de magnetita e
preenchendo espaços existentes na rocha. Observar a posição perifíerica do sulfeto em relação
ao óxido. Py–Pirita, Mt-Magnetita. Foto em luz refletida e com polarizadores cruzados.
Amostra BM0014022, furo URN001 – BAMIN. ..................................................................... 99
Fotomicrografia 4.48 - Calcopirita em zona periférica da magnetita e em contato com
hematita, preenchendo fratura neste mineral. Mt-Magnetita, Cpy-Calcopirita e Hem-Hematita.
Foto em luz refletida e com polarizadores cruzados. Amostra BM0034889, furo URN0017 –
BAMIN. .................................................................................................................................... 99
Fotomicrografia 4.49 - Lamelas de biotita envolvendo grãos de magnetita e quartzo. MtMagnetita, Bt-Biotita, Qtz-Quartzo. Amostra BM0014012, furo URN001 - BAMIN. ......... 100
Fotomicrografia 4.50 - Aglomerado de plagioclásio em zona de potassificação e
enriquecimento em plagioclásio existente nas formações ferríferas hidrotermalizadas. PlPlagioclásio, Bt-Biotita. Amostra BM0034888, furo URN001 - BAMIN. ............................ 100
Fotomicrografia 4.51 - Contatos curvilíneos, embaiados e esqueletiformes entre a gruneritacummingtonita, magnetita e quartzo. Gru-Grunerita-cummingtonita, Mt-Magnetita, QtzQuartzo. Foto com polarizadores descruzados. Amostra BM0014007, furo URN001 BAMIN. .................................................................................................................................. 101
Fotomicrografia 4.52 - Porfiroblasto de anfibólio metassomático truncando a foliação
predominante na rocha. A seta aponta para grãos de anfibólio metassomático orientados
xxii
segundo a foliação na matriz da rocha. Anf-Anfibólio metassomático, Qtz-Quartzo, OpMinerais Opacos (Mt, Cpy e Py). Foto com polarizadores descruzados. Amostra BM0014022,
furo URN001 – BAMIN. ........................................................................................................ 101
Fotomicrografia 4.53 - Magnetita formando pseudomorfos em substituição ao anfibólio
metassomático. Mt-Magnetita. Foto com polarizados cruzados. Amostra BM0034891, furo
URN0017 – BAMIN. ............................................................................................................. 101
Fotomicrografia 4.54 - Grão poligonizado de microclina (Mc) com geminação do tipo albita.
Mc-Microclina. Foto com polarizadores cruzados. Amostra BM0034888, furo URN0017 BAMIN. .................................................................................................................................. 103
Fotomicrografia 4.55 - Epidoto nas bordas de "restitos" de anfibólio metassomático,
sugerindo formação deste mineral a partir do anfibólio. Anf-Anfibólio metassomático, EpEpidoto Foto com polarizadores descruzados. Amostra BM0034889, furo URN0017 BAMIN. .................................................................................................................................. 103
Fotomicrografia 4.56 - Formação de carbonato a partir do anfibólio metassomático. AnfAnfibólio metassomático, Carb-Carbonato. Foto com polarizadores cruzados. Amostra
BM0034891, furo URN0017 - BAMIN. ................................................................................ 104
Fotomicrografia 4.57 – Grão de titanita na matriz da rocha, entre grãos de quartzo. Pequenos
grãos de turmalina e apatita ocorrem inclusos no quartzo.. Ap–Apatita. Turm-Turmalina, TtnTitanina Foto com polarizadores cruzados. Amostra BM0034887, furo URN0017 - BAMIN.104
Fotomicrografia 4.58 - Blasto de granada cortado por veios de minerais opacos (magnetita) e
inclusões de biotita. Bt-Biotita, Grt-Granada, Op-Minerais Opacos. Foto com polarizadores
descruzados. Amostra BM0014012, furo URN001 - BAMIN. .............................................. 104
Fotomicrografia 4.59 - Grãos de biotita crescido mimeticamente por sobre os grãos
constituintes da matriz da rocha. Bt-Biotita, Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores cruzados.
Amostra BM0014028, furo URN002 - BAMIN. ................................................................... 107
Fotomicrografia 4.60 - Grãos poligonizados de microclina e plagioclásio em contato com
lamelas de biotita e grãos de quartzo. Bt-Biotita, Mc-Microclina, Pl-Plagioclásio. Foto com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014029, furo URN002 - BAMIN. ............................. 107
Fotomicrografia 4.61 - Zona de silicificação, assinaladando a alteração hidrotermal dos
granitoides da SMVU. ............................................................................................................ 108
xxiii
Fotomicrografia 4.62 – Formação de mica branca a partir da alteração de grãos de feldspatos.
A mica branca ocorre preenchendo fraturas no K-feldspato deixando-o irreconhecível. BtBiotita, Mb-Mica Branca, Mc-Microclina. Foto com polarizadores cruzados. Amostra BSF1274A. .................................................................................................................................... 109
Fotomicrografia 4.63 – Grão de epidoto em contato com biotita e grãos de turmalina. BtBiotita, Ep–Epidoto, Turm-Turmalina. Foto com polarizadores cruzados. Amostra
BM0014030, furo URN002 - BAMIN. .................................................................................. 109
Fotomicrografia 4.64 – Minerais opacos envolvendo grãos de quartzo e biotita, originando
feições reentrantes. Bt-Biotita, Op-Minerais Opacos, Qtz–Quartzo. Foto com polarizadores
descruzados. Amostra BM0014028, furo URN002 - BAMIN. .............................................. 109
Fotomicrografia 4.65 – Blasto de granada com bordas parcialmente bem formadas crescendo
lamelas de biotita. Bt-Biotita, Grt-Granada. Foto com polarizadores descruzados. Amostra
BM0014030, furo URN002 - BAMIN. .................................................................................. 109
Fotomicrografia 4.66 - Veios de minerais opacos preenchendo fraturas existentes na rocha.
Bt-Biotita, Op-Minerais Opacos, Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores descruzados. Amostra
BM0014009, furo URN001 - BAMIN. .................................................................................. 113
Fotomicrografia 4.67 - Veios de minerais opacos preenchendo fraturas nos grãos de quartzo e
lamelas de biotita. Bt-Biotita. Op-Minerais Opacos. Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores
cruzados. Amostra BM0014010, furo URN001 - BAMIN. ................................................... 114
Fotomicrografia 4.68 - Grão de quartzo configurando ribbons. Bt-Biotita, Qtz-Quartzo. Foto
com polarizadores cruzados. Amostra BM0014010, furo URN001 - BAMIN. ..................... 114
Fotomicrografia 4 69 - Grãos de magnetita envolvidos por pirita. Mt-Magnetita, Py-Pirita.
Foto em luz refletida, com polarizadores cruzados. Amostra BM0014033, furo URN002 –
BAMIN. .................................................................................................................................. 115
Fotomicrografia 4.70 - Grãos de magnetita e pirita orientado segundo a foliação da rocha. MtMagnetita, Py-Pirita. Foto em luz refletida, com polarizadores cruzados. Amostra
BM0014033, furo URN002 - BAMIN. .................................................................................. 115
Fotomicrografia 4. 71 – Grãos de magnetita com presença de pirita e calcopirita em zonas
mais periféricas. Cpy-Calcopirita, Mt-Magnetita, Py-Pirita. Foto em luz refletida, com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014032, furo URN002 – BAMIN. ............................ 116
xxiv
Fotomicrografia 4.72 - Biotita preenchendo fraturas existentes no grãos de grunerita. BtBiotita, Gru-Grunerita-cummingtonita. Foto com polarizadores descruzados. Amostra
BM0014018, furo URN001 - BAMIN ................................................................................... 116
Fotomicrografia 4 73 – Blasto intertectônico de granada, contornado por uma foliação
originada pela matriz mais fina composta por quartzo, plagioclásio, biotita. Em amarelo a
deflexão aproximada da foliação ao redor da granada e em vermelho traço aproximado das
inclusões internas à granada. Grt-Granada. Foto com polarizadores descruzados. Amostra
BM0014013, furo URN001 – BAMIN................................................................................... 117
Fotomicrografia 4.74 – Blasto de granada com inclusões aproximadamente sigmoidais
indicando uma formação sin-tectônica. Grt-Granada. Foto com polarizadores cruzados.
Amostra BM0034896, furo URN0017 - BAMIN. ................................................................. 117
Fotomicrografia 4.75 – Blasto de granada parcialmente estirado no sentido da foliação, no
limite com a zona de silicificação (limite traçado em vermelho). Grt-Granada. Foto com
polarizadores descruzados. Amostra BM0014033, furo URN002 – BAMIN. ....................... 117
Fotomicrografia 4.76 – Blastos de granada tardi-tectônicos, com desenvolvimento de bordas
subédricas. Grt-Granada. Foto com polarizadores cruzados. Amostra BM0034897, furo
URN0017 - BAMIN. .............................................................................................................. 117
Fotomicrografia 4.77 - Porfiroblasto de granada com núcleo sin-tectônico, com inclusões
sigmoidais e bordas tardias, com faces aproximadamente bem formadas. Grt-Granada. Foto
com polarizadores cruzados. Amostra BM0034097, furo URN0017 - BAMIN. ................... 118
Fotomicrografia 4.78 – Blastos de granada contornados por grunerita-cummingtonita e
cortados por um veio de carbonato (calcita), fazendo contato retilíneo com o mesmo. CarbCarbonato, Grt-Granada. Foto com polarizadores cruzados. Amostra BM0034898, furo
URN0017 - BAMIN. .............................................................................................................. 118
Fotomicrografia 4.79 - Veio de carbonato (calcita), limite em amarelo, truncando
hidrotermalito composto por granada e grunerita-cummingtonita. Carb-Carbonato, GrtGranada. Foto com polarizadores descruzados. Amostra BM0034898, furo URN0017 BAMIN. .................................................................................................................................. 118
Fotomicrografia 4.80 – Fibras de silimanita envoltas por lamelas de biotita em xisto
hidrotermal. Bt-Biotita, Qtz-Quartzo, Sill-Silimanita. Foto com polarizadores cruzados.
Amostra BM0014023, furo URN002 - BAMIN. ................................................................... 119
xxv
Fotomicrografia 4.81 – Grão de turmalina em associação com lamelas de biotita e silimanita.
Bt-Biotita, Sill-Silimanita, Turm-Turmalina. Foto com polarizadores cruzados. Amostra
BM0014021, furo URN001 - BAMIN. .................................................................................. 119
Fotomicrografia 4.82 – Grãos de microclina em associação com biotita em zona de
potassificação. Bt-Biotita, Mc-Microclina Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores cruzados.
Amostra BM0014023, furo URN002 - BAMIN. ................................................................... 120
Fotomicrografia 4.83 – Grão de microclina alterando para mica branca em suas fraturas. BtBiotita, Mb-Mica Branca, Mc-Microclina. Foto com polarizadores cruzados. Amostra
BM0014025, furo URN002 - BAMIN. .................................................................................. 120
Fotomicrografia 4.84 - Grão poligonizado de plagioclásio em contato com biotita e quartzo.
Bt-Biotita, Pl-Plagioclásio, Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores cruzados. Amostra
Bm0014010, furo URN001 – BAMIN. .................................................................................. 121
Fotomicrografia 4.85 – Grão de epidoto sem orientação preferencial associado à biotita na
zona de alteração hidrotermal. Bt-Biotita, Ep-Epidoto. Foto com polarizadores cruzados.
Amostra BM0014009, furo URN001 - BAMIN. ................................................................... 121
Fotomicrografia 5.1 - Composição puramente hematítica da mineralização do tipo I. Foto em
luz refletida, com polarizadoes cruzados. Amostra BM0034885, furo URN0017 - BAMIN.140
Fotomicrografia 5.2 - Mineralização do tipo II composta predominantemente por magnetita.
Foto em luz refletida, com polarizadores cruzados. Amostra BM0014032, furo URN002 BAMIN. .................................................................................................................................. 140
Fotomicrografia 5.3 - Veio composto por hematita preenchendo fraturas e truncando a
mineralização do tipo II, predominantemente magnetítica. Amostra BM0034890, furo
URN0017 – BAMIN. ............................................................................................................. 141
Fotomicrografia 5.4 - Pirita preenchendo fraturas paralelas à foliação da rocha que comporta a
mineralização do tipo II. Amostra BM0014032, furo URN002 – BAMIN. .......................... 141
xxvi
ÍNDICE DE TABELAS
Tabela 4.1 - Composição modal das rochas metamáficas menos modificadas. ....................... 65
Tabela 4.2 - Síntese dos dados obtidos através da realização de estudos microquímicos em
grãos de anfibólio que constituem as rochas metamáficas menos modificadas. Dados
organizados a partir do programa Amphical (YAVUZ, 1998). ................................................ 67
Tabela 4.3 - Composição química em porcentagem para grãos de plagioclásio das rochas
metamáficas menos modificadas .............................................................................................. 68
Tabela 4.4 - Composição modal dos metapelitos menos modificados. .................................... 72
Tabela 4.5 - Resumo dos dados microquímicos obtidos para grãos de granada nas rochas
metapelíticas. (A) Composição encontrada para a granada do Campo III. (B) Composição da
granada no campo IV. ............................................................................................................... 76
Tabela 4.6 - Composição modal das formações ferríferas/itabiritos menos modificados. ....... 80
Tabela 4.7 - Composição modal dos granitoides menos modificados. .................................... 86
Tabela 4.8 - Composição modal da rocha metamáfica moderadamente modificada. .............. 90
Tabela 4.9 - Composição modal das amostras que compõem o grupo das formações ferríferas
hidrotermalizadas...................................................................................................................... 95
Tabela 4.10 - Síntese dos dados obtidos através da realização de estudos microquímicos em
grãos de anfibólio presentes nas formações ferríferas da zona de alteração hidrotermal. Dados
organizados a partir do programa Amphical (Yavuz, 1998). .................................................. 102
Tabela 4.11 - Composição modal das dos granitoides moderadamente modificados. ........... 105
Tabela 4.12 - Composição modal dos hidrotermalitos xistificados da SMVU. ..................... 112
Tabela 4.13 - Paragênese mineralógica característica do metamorfismo regional para os
grupos de rocha da SMVU. .................................................................................................... 122
Tabela 5.1 - Síntese dos processos de alteração hidrotermal identificados durante a petrografia
e sua relação com a deformação existente nas rochas da SMVU. .......................................... 129
27
CAPÍTULO I – INTRODUÇÃO
1.1. Aspectos gerais
O
Cráton
do
São
Francisco
(Figura
1.1)
(ALMEIDA,
1977)
abrange,
majoritariamente, os estados da Bahia e Minas Gerais. Esse compartimento foi definido como
uma porção da crosta que não foi deformada durante o evento Brasiliano e se constitui a
unidade tectônica mais bem explorada e estudada da plataforma sul-americana (BARBOSA &
SABATÉ, 2003).
A sua estabilização se deu no orosiriano como resultado da colisão de quatro
segmentos crustais denominados de Blocos Gavião, Serrinha, Jequié e Itabuna-SalvadorCuraçá, todos de idade arqueana (BARBOSA & SABATÉ, 2002, 2003). De acordo com tais
autores, a evolução arqueana destes segmentos crustais está relacionada, predominantemente,
à formação de crosta juvenil que foi retrabalhada durante o Paleoproterozoico.
O Bloco Gavião apresenta as idades mais antigas da porção setentrional do Cráton do
São Francisco e hospeda sequências vulcanossedimentares, algumas do tipo Greenstone Belts
(SILVA & CUNHA, 1999). Dentre elas destaca-se a Sequência Metavulcanossedimentar
Urandi-SMVU (FIGUEIREDO, 2009) localizada na porção oeste desse Bloco; a oeste da
Serra do Espinhaço Setentrional. A leste, esta sequência encontra-se cavalgada pelas rochas
do Complexo Santa Isabel, datadas do arqueano (ROSA, 1999). Essa sequência também é
28
intrudida por granitoides paleoproterozoicos representados pelo Batólito Monzosienítico
Guanambi-Urandi-BMSGU situados desde a cidade de Urandi até a cidade de Matina.
Figura 1.1- Localização da área de estudo no âmbito do Cráton do São Francisco. BG = Bloco Gavião; BJ= Bloco Jequié; BISC= Bloco
Itabuna-Salvador-Curaçá; BS= Bloco Serrinha. FA= Orógeno Araçuaí; FB = Orógeno Brasília; FRP= Orógeno Rio Preto; FRPT=
Orógeno Riacho do Pontal; FS= Orógeno Sergipano (Modificado de ALKMIM, 2007).
A
Sequência
Metavulcanossedimentar
Urandi–SMVU
compreende
rochas
metamáficas, milonitizadas em zonas de cisalhamento, as quais se intercalam com as
formações ferríferas bandadas, metapelitos, quartzitos, calcissilicáticas (FIGUEIREDO, 2009)
e queluzitos (BORGES, 2008). De acordo com estes autores, estas rochas encontram-se
metamorfizadas no fácies anfibolito e se apresentam bastante deformadas, dificultando o
reconhecimento de suas características primárias. Nela, importantes depósitos de ferro foram
reconhecidos e as ocorrências de sulfeto de cobre são frequentes.
O presente trabalho se propõe a contribuir com o avanço do conhecimento geológico e
metalogenético da SMVU, principalmente no que diz respeito à caracterização petrológica das
rochas máficas e da formação ferrífera, com ênfase nos processos de alteração hidrotermal
relacionados a essas rochas.
29
1.2. Contextualização e apresentação do problema
Na Sequência Metavulcanossedimentar Urandi, estudos recentes realizados por
empresas do ramo de mineração e os trabalhos de campo, no âmbito do mapeamento da folha
Espinosa (SD-23-Z-B-V), confirmaram a existência de importantes depósitos de ferro e a
ocorrência de sulfetos de cobre nesta região. Apesar dos trabalhos existentes, poucos foram os
estudos petrológicos e metalogenéticos realizados, até o momento, nesta área e a
caracterização detalhada das rochas, da alteração hidrotermal e do minério de ferro é, ainda,
superficial.
Diante do exposto, surgiram as seguintes questões: qual a constituição mineralógica e
paragêneses minerais das rochas máficas da Sequência Metavulcanossedimentar Urandi? Com
quais outras unidades essas rochas estão intercaladas? Quais os processos deformacionais e
características microestruturais dessas rochas? Quais foram os processos de alteração
hidrotermal atuantes nestas rochas, sua relação com as estruturas deformacionais e com os
depósitos de ferro? Responder a estas questões representa dar um passo significativo no
entendimento dos processos geológicos e metalogenéticos relacionados com a evolução da
SMVU.
1.3. Localização e Acesso da área de trabalho
A Sequência Metavulcanossedimentar Urandi está situada no sudoeste do estado da
Bahia, na cidade de Urandi, distando aproximadamente 900 km de Salvador (Figura 1.2).
Partindo-se de Salvador, o acesso à área de estudo inicia-se pela BR-324 até de Feira
de Santana, por onde se percorre cerca de 100 km. Em seguida toma-se a BR-116 percorrendo
cerca de 140 km até próximo à cidade de Milagres, a partir da qual segue-se pela BA-026,
passando por Maracás até Contendas do Sincorá. Desta cidade, segue-se pela BR-407 até
Brumado. Em seguida, dirige-se à cidade de Guanambi, tomando-se a BR-030. A partir de
Guanambi, segue-se pela BR-122, por aproximadamente 70 km, até alcançar a cidade de
Urandi.
1.4. Objetivos
A caracterização petrológica e microestrutural das rochas que compõem a Sequência
30
BA
Figura 1.2- Mapa de situação e localização da área de estudo.
31
Metavulcanossedimentar Urandi, especialmente aquelas imediatamente relacionadas à
formação ferrífera, é fonte de muitas informações que auxiliam no entendimento da evolução,
metalogenética desta sequência, especialmente no que tange a gênese dos depósitos de ferro.
Dessa forma, este trabalho teve como objetivo geral estudar as rochas da SMVU, em especial
as rochas máficas, com ênfase na determinação das paragêneses minerais de alteração
hidrotermal e sua relação com os depósitos de ferro.
Os objetivos específicos foram:
(i) a
realização
do
estudo
petrológico
e
microestrutural
nas
unidades
litoestratigráficas da Sequência Metavulcanossedimentar Urandi, principalmente
as rochas máficas;
(ii) identificação do(s) processo(s) e da(s) paragênse(s) de alteração hidrotermal;
(iii) Identificação das relações entre o hidrotermalismo, as estruturas deformacionais e
os depósitos de ferro;
(iv) proposição de um modelo inicial de evolução metalogenética para a área estudada,
com base nos dados obtidos.
1.5. Justificativa
Atualmente, tem-se conhecimento de acumulações minerais de ferro de alto teor e de
ordem mundial relacionadas a alterações hidrotermais. Na formação desse tipo de depósito, o
minério se precipita a partir de fluidos que interagem com as rochas preexistentes. Estes
fluidos podem ter origens e fontes diversas, sendo a maior parte fluidos magmáticos,
metamórficos, conatos e meteóricos (FIGUEIREDO, 2000). A caracterização petrológica das
rochas alteradas por esse hidrotermalismo é de suma importância para o entendimento da
gênese e para a elaboração de um modelo metalogenético para tais acumulações minerais.
Nesse sentido, aliada aos trabalhos de campo, aos estudos das inclusões fluidas,
litogeoquímica e isótopos, a petrologia é uma das principais ferramentas para a elaboração de
um modelo genético de um depósito mineral e tem como principal objetivo a identificação e
caracterização da(s) paragênese (s) mineral (is) e suas relações microestruturais. Desta forma,
os estudos petrográficos permitem a identificação das paragêneses primárias e secundárias
relacionadas com o minério e as transformações sofridas pelas rochas hospedeiras e
encaixantes da mineralização em estudo. No caso dos depósitos tectono-controlados espera-se
entender a relação microestrutural entre as paragêneses minerais, relacionando o minério com
a trama deformacional.
32
A Sequência Metavulcanossedimentar Urandi–SMVU é intrudida por granitoides
paleoproterozoicos de filiação alcalino-potássica que compõem o Batólito Monzo-Sienítico
Guanambi-Urandi (ROSA et al., 1996; ROSA,1999). Além disso, a análise do arcabouço
estrutural realizado por Figueiredo (2009) revelou a presença de uma foliação milonítica
(Sn), desenvolvida paralelamente aos contatos das unidades vulcânicas e sedimentares,
possibilitando a formação de um bandamento composicional. Internamente à Sn, dobras
intrafoliais são observadas e estas se desenvolveram sobre uma foliação anterior (Sn-1).
As relações de campo, principalmente relacionadas com a passagem gradacional entre
os depósitos de ferro e as rochas máficas da SMVU, assim como a presença de importantes
lineamentos regionais, somados a presença de corpos ígneos intrusivos, incitaram o
questionamento se o depósito de ferro dessa sequência teria como protominério apenas o
sedimento de origem químico-exalativa.
Tendo em vista a escassez de trabalhos de detalhe realizados na SMVU; a grande
quantidade de granitoides paleoproterozoicos que intrudem a região, os depósitos de ferro e as
ocorrências de sulfetos de cobre encontradas, tornou-se extremamente importante e desafiador
realizar, na área selecionada, um trabalho que caracterizasse a paragênese mineral,
detalhadamente, correlacionando a alteração hidrotermal com a deformação, explicitando as
implicações metalogenéticas.
1.6. Método de Trabalho
Para colimar os objetivos propostos, foram realizadas as seguintes atividades:
i) Levantamento do acervo bibliográfico: foram consultados projetos geológicos
realizados pelo Serviço Geológico do Brasil-CPRM e pela Companhia Baiana de Pesquisa
Mineral-CBPM, bem como monografias, teses, publicações em revistas, congressos e
reuniões técnico-científicas que versassem sobre a área de estudo, bem como sobre depósitos
do tipo IOCG (Iron Oxide-Copper-Gold);
ii) Trabalhos de campo: foram realizadas três campanhas de campo, as quais
totalizaram 45 dias, que visaram o reconhecimento das unidades hospedeiras e das
encaixantes da mineralização ferrífera, o mapeamento geológico da SMVU, bem como o
entendimento das relações estruturais entre as unidades que a compõe.
iii) Estudos petrográficos e microestruturais: foram confeccionadas 50 seções delgadas
e 11 seções delgado-polidas. Destas, 45 seções delgadas referem-se a amostras de rochas
coletadas em 3 furos de sondagem (URN001, URN002 e URN0017), disponibilizados pela
33
empresa Bahia Mineração–BAMIN e 5 seções delgadas referem-se a amostras coletadas em
campo. As seções foram confeccionadas seguindo o plano XZ, ou seja, ortogonal ao plano de
foliação e paralelo a lineação de estiramento mineral. As lâminas delgadas foram
confeccionadas no Laboratório de Laminação da CPRM (SUREG – Salvador). As seções
polidas foram confeccionadas no Laboratório de Laminação da Universidade Federal de
Minas Gerais (UFMG).
Utilizando-se das seções delgadas foram realizados trabalhos petrográficos e
microestruturais visando definir a composição mineralógica dos litotipos; identificar e
caracterizar as microestruturas; definir e analisar as paragêneses primárias (quando possível),
do metamorfismo progressivo e de alteração hidrotermal; observar a relação da deformação,
da alteração hidrotermal e a presença da mineralização de óxido de ferro. Estes estudos foram
realizados utilizando-se o microscópio OLYMPUS BX41 do Laboratório de Mineralogia
Ótica e Petrografia do Instituto de Geociências da Universidade Federal da Bahia
A partir do estudo das seções polidas foi possível proceder a identificação e a
caracterização da mineralogia opaca presente na SMVU.
iv) Estudos microquímicos (química mineral): foram realizados estudos de química
mineral em 4 amostras. As análises foram realizadas utilizando-se a Microssonda Cameca SX
100 no Laboratório da Université Blaise Pascal em Clermont Ferrand (França). As análises
foram executadas de forma a viabilizar a identificação mineralógica das unidades em estudo.
vi) Tratamento dos dados e confecção do trabalho final de graduação: nesta etapa
foram integrados todos os dados obtidos a partir do mapeamento geológico, estudos
petrológicos, microestruturais e microquímicos, organizando-os sob forma de uma
monografia, a qual constitui o presente trabalho final de graduação.
1.7. Organização da Monografia
A presente monografia foi organizada em seis capítulos, abordando a SMVU desde
seus aspectos regionais até os aspectos microestruturais.
No capítulo 1 é feita uma introdução, apresentando-se a localização da área de estudo,
objetivos e métodos utilizados para desenvolver o trabalho.
No capítulo 2 apresenta-se a revisão bibliográfica, expondo os aspectos regionais
referentes ao Cráton do São Francisco, ao Bloco Gavião e à SMVU.
No capítulo 3 é feita uma revisão conceitual sobre os depósitos IOCG, os subtipos
existentes e um detalhamento sobre os tipos de alteração hidrotermal.
34
No capítulo 4 é feita uma descrição detalhada das rochas que compõem a Sequência
Metavulcanossedimentar Urandi caracterizando petrograficamente os litotipos encaixantes e
os que constituem a zona de alteração hidrotermal.
Por fim, nos capítulos 5 e 6 é feita uma discussão e interpretação com base nos dados
obtidos, efetuando-se a proposição de um modelo de alteração hidrotermal para as rochas da
SMVU, bem como as implicações metalogenéticas que esta alteração acarreta.
35
CAPÍTULO II – GEOLOGIA REGIONAL
2.1. Introdução
A Sequência Metavulcanossedimentar Urandi–SMVU situa-se na zona de transição
entre o Cráton do São Francisco (Figura 2.1) e o Orógeno Araçuaí (FIGUEIREDO, 2009).
Figura 2.1 - Localização da área de estudo no Cráton do São Francisco, enfatizando o antigo e
novo limite proposto. ES e CD correspondem ao Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos
do Espinhaço Setentrional e Chapada Diamantina, respectivamente (CRUZ, 2004).
36
O Cráton do São Francisco-CSF abrange os estados da Bahia e Minas Gerais,
constituindo-se a unidade tectônica do embasamento da plataforma sul-americana mais bem
exposta e estudada (BARBOSA & SABATÉ, 2003). Esta unidade evoluiu a partir de eventos
tectônicos que se iniciaram no Arqueano e foi estabilizada no final do paleoproterozoico
(ALMEIDA 1977; ALMEIDA et. al., 1981).
Diversos estudos de cunho petrológico, litogeoquímico, estrutural e geocronológico
foram e vêm sendo realizados no Cráton do São Francisco por diversos pesquisadores,
colaborando para o aperfeiçoamento de sua delimitação e melhor entendimento da sua história
evolutiva. Guimarães (1951 apud ALKMIM et. al. 1993), realizou os primeiros ensaios para a
subdivisão tectônica do território brasileiro; em seguida tem-se o trabalho de Barbosa (1966
apud ALKMIM et. al. 1993), que designou de Cráton a área centro-leste do escudo brasileiro,
correspondendo à Bacia do São Francisco. Posteriormente, o trabalho Ebert (1968 apud
ALKMIM et. al. 1993) apresentou a delimitação do “antepaís assíntico”, subdividindo-o em
dois compartimentos, sendo que o limite do compartimento mais interno coincidia com os
limites do prolongamento sul do CSF. Seguido a este, tem-se Cordani et. al. (1968 apud
ALKMIM et. al. 1993) que, a partir de dados geocronológicos, sugeriu os limites do CSF com
uma geometria semelhante a que foi proposta posteriormente por Almeida (1977). Este autor
delimitou este cráton a partir do isolamento das porções estáveis do embasamento daquelas
afetadas pelo Ciclo Brasiliano (~800 a 480 Ma). Como limites desse cráton tem-se cinturões
de cavalgamentos e dobramentos, sendo eles: (i) Orógeno Sergipano, a nordeste; (ii) Orógeno
Riacho do Pontal, a norte; (iii) Orógeno Araçuaí, a sul e sudeste; (iv) Orógeno Brasília, a
sudoeste; e (v) Orógeno Rio Preto, a noroeste.
Em resposta a uma síntese de estudos petrológicos, geocronológicos e isotópicos,
Barbosa & Sabaté (2002, 2003) propuseram que a atual organização da porção setentrional do
Cráton do São Francisco é o resultado da colisão de quatro segmentos crustais arqueanos
denominados de Gavião, Serrinha, Jequié e Itabuna-Salvador-Curaçá, os quais possuem
idades Sm/Nd paleoarqueanas a neoarqueanas (Figura 2.2).
O Bloco Gavião, unidade tectônica que circunscreve a área desta monografia, é o mais
antigo dos compartimentos arqueanos que compõem o Cráton do São Francisco, com idades
modelo (TDM) variando entre 3,7 e 2,9 Ga. Abriga um conjunto de rochas que são o registro
de orogêneses e plutonismos anteriores à estabilização do Cráton do São Francisco.
37
Figura 2.2 - Distribuição das idades modelo (TDM) na porção setentrional
do Craton do Sao Francisco segundo Barbosa & Sabaté, 2003.
2.2. Unidades Litoestratigráficas
Na porção sudoeste do Bloco Gavião, a oeste da serra do Espinhaço Setentrional,
podem ser reconhecidos (Figuras 2.3 e 2.4) o Complexo Santa Isabel (BARBOSA & COSTA,
1972); o Greenstone Belt de Riacho de Santana (SILVEIRA et. al., 1996); a Sequência
metavulcanossedimentar Urandi (FIGUEIREDO, 2009) e o Batólito Monzosienítico
Guanambi-Urandi (ROSA et. al., 1996). Estas unidades encontram-se estruturadas no
Cinturão Móvel Urandi-Paratinga (ROSA, 1999), de idade paleoproterozoica (MEDEIROS et.
al. 2011), que reúne rochas anfibolíticas, granulíticas e alcalino-potássicas a ultrapotássicas.
Como unidades proterozoicas de cobertura sedimentar tem-se o Supergrupo
Espinhaço, que aflora nas serras do Espinhaço Setentrional e Palmas de Monte Alto (INDA &
BARBOSA, 1978, BARBOSA & DOMINGUEZ, 1996) e o Supergrupo São Francisco, que
aflora na Bacia do São Francisco (INDA & BARBOSA 1978, BARBOSA & DOMINGUEZ
1996); tendo sido depositadas no Aulacógeno do Paramirim (sensu PEDROSA-SOARES et.
al., 2001). Diques máficos de idade meso a neoproterozoica são encontrados truncando as
coberturas proterozoicas e rochas cristalinas do Bloco Gavião (BRITO,2008).
38
2.2.1.
Complexo Santa Isabel
O Complexo Santa Isabel (BARBOSA & COSTA, 1972; PORTELA et. al., 1976)
apresenta um trend preferencial N-S, formando morros alongados cujas elevações podem
alcançar 600 m (ROSA, 1999). As rochas que constituem este complexo foram reequilibradas
nos fácies anfibolito e granulito (ARCANJO et. al., 2005).
O Complexo Santa Isabel é constituído, predominantemente, por ortognaisses
anfibolíticos, ortognaisses granulíticos e migmatitos (ARCANJO et. al., 2005). De acordo
com estes autores, alternados a estes tipos litológicos ocorrem níveis de gnaisses kinzigíticos,
enclaves anfibolíticos, gabroicos/dioríticos e noríticos, bem como remanescentes de rochas
calcissilicáticas, formações ferríferas bandadas, serpentina-mármore e rochas ultrabásicas. As
rochas ultrabásicas são representadas por xistos a talco, tremolita, clorita, serpentina e
ocorrências de metaperidotitos com texturas do tipo spinifex (ARCANJO et. al., 2005).
Os ortognaisses e os migmatitos são metaluminosos a peraluminosos, com caráter
fortemente sódico a cálcio-alcalino de baixo potássio/trondhjemíticos com padrões de ETR
típicos dos TTG‟s arqueanos (ARCANJO et. al., 2005). De acordo com esses autores, as
rochas ultrabásicas representam um líquido primitivo, de provável natureza komatiítica, com
teores de Cr e Ni que caracterizam rochas cumuláticas e razões Zr/Y sugestivas de
contaminação crustal.
Estas rochas apresentam um bandamento metamórfico, com dobras inclinadas e
vergentes para o Batólito Monzosienítico Guanambi-Urandi além de dobras abertas com
planos axiais subverticais (ARCANJO et. al., 2005).
Esse conjunto de rochas encontra-se gnaissificado e migmatizado no RiacianoOrosiriano (MEDEIROS et. al., 2011). O conjunto de dados Rb-Sr (BRITO NEVES et.
al.,1980; MASCARENHAS & GARCIA, 1989), U-Pb (ROSA, 1999) disponíveis na
literatura sugerem idades variando entre 2,6 e 3,0 Ga para os protólitos desse complexo.
2.2.2.
Greenstone Belt Riacho de Santana
O Greenstone Belt Riacho de Santana–GBRS (SILVEIRA et. al., 1996) estende-se ao
longo de uma faixa orientada segundo N-S, descontínua, com aproximadamente 84 km de
comprimento e largura média de 12 km. Os afloramentos deste greenstone aparecem em áreas
pequenas e isoladas, geralmente em morros testemunhos que se sobressaem na paisagem com
extensa área de cobertura detrítica (SILVEIRA & GARRIDO, 2000).
39
Figura 2.3 - Mapa Geológico simplificado do Estado da Bahia. Em preto, os principais terrenos Greenstone Belts e Sequências
Vulcanossedimentares, dentre elas a SMVU (Modificado de SILVA & CUNHA,1999). Notar o limite da Figura 2.4.
40
Figura 2.4- Limites do lineamento Urandi-Paratinga, cuja localização encontra-se na figura 2.3, e unidades litoestratigráficas
inseridas na área de estudo (Modificado de SANTOS, 1999). A posição desta figura, no cenário regional, encontra-se na Figura
2.3.
41
Situa-se entre as cidades de Bom Jesus da Lapa e Riacho de Santana, a oeste da serra do
Espinhaço Setentrional.
O Greenstone Belt Riacho de Santana foi compartimentado em três unidades: inferior,
intermediária e superior (SILVEIRA & GARRIDO, 1998; SILVEIRA & GARRIDO, 2000).
De acordo com Arcanjo et. al. (2005) a unidade inferior é composta por xistos quartzosos com
moscovita, sericita e, subordinadamente, biotita; xistos aluminosos com biotita, moscovita,
clorita, quartzo, cordierita e silimanita; intercalações de xistos granadíferos à espessartita;
anfibolitos; formações ferríferas bandadas e rochas ultramáficas com textura spinifex. A
unidade intermediária compreende rochas básicas toleíticas, xistos aluminosos, metacherts,
grafitaxistos e grafititos. A unidade superior é composta por lentes de metacherts, quartzitos
finos, mármores, formação ferrífera bandada e rochas calcissilicáticas (SILVEIRA &
GARRIDO, 1998; SILVEIRA & GARRIDO, 2000; PRAZERES SANTOS, 2010).
De acordo com Silveira & Garrido (1998, 2000), as rochas do GBRS foram
submetidas a duas fases de dobramentos coaxiais. A primeira fase (D1) está representada por
dobras apertadas a isoclinais com caimento dos eixos em torno de 15º a 20º para NW. A esta
fase associa-se uma foliação de cisalhamento (S1) paralela ao plano axial das dobras. A
segunda fase (D2) refere-se ao redobramento coaxial das dobras da fase D1, originando
dobras suaves, ora simétricas ora assimétricas, com flanco invertido e caimento dos eixos em
torno de 20º a 30º para NW. A D2 retrabalhou as superfícies anteriores, gerando novas
superfícies de cisalhamento com direção NNW a NNE. Duas outras fases de dobramento,
posteriores e de menor intensidade, além de quatro eventos de cisalhamento foram
identificados por estes autores.
O Greenstone Belt Riacho de Santana apresenta-se metamorfizado no fácies xistoverde (baixo grau), podendo, localmente, apresentar-se metamorfizado no fácies anfibolito
(SILVEIRA & GARRIDO, 2000; PRAZERES SANTOS, 2010).
Segundo Silveira & Garrido (2000), as idades modelo (TDM) obtidas para o
metabasalto, posicionam-se em 3.201 ± 102 Ma. Apesar do elevado erro, essa idade foi
interpretada como relacionada com a cristalização de tais rochas, permitindo posicionar o
GBRS no Arqueano.
2.2.3.
Sequência Metavulcanossedimentar Urandi
A Sequência metavulcanossedimentar Urandi–SMVU (FIGUEIREDO, 2009) aflora a
oeste da cidade homônima. Apresenta dimensões aproximadas de 11 km de comprimento e 4
42
km de largura e se encontra fortemente deformada, com trend preferencial NNE-SSW. Essa
unidade é constituída por quartzitos ferruginosos, metacherts, formações ferríferas (itabiritos),
e manganesíferas (queluzitos), metapelitos, metamáficas, sendo justaposta tectonicamente por
ortognaisses do Complexo Santa Isabel através de uma zona de cisalhamento reversa
(FIGUEIREDO, 2009).
Estudos recentes realizados por Figueiredo (2009) demonstraram que na SMVU as
rochas possuem uma foliação milonítica (Sn), desenvolvida paralela aos contatos entre as
unidades
vulcânicas
e
sedimentares,
originando
um
bandamento
composicional
deformacional. A foliação pretérita (Sn-1) aparece internamente à Sn, sob forma de dobras
intrafoliais. A foliação Sn encontra-se dobrada formando uma sinforme assimétrica e vergente
para oeste.
De acordo com este autor, as rochas que constituem a SMVU encontram-se
reequilibradas no fácies anfibolito, tendo sido retrometamorfizadas no fácies xisto verde. No
âmbito da sequência ainda não existem dados geoquímicos e geocronológicos que abordem a
sua evolução geológica.
2.2.4.
Granitoides Paleoproterozoicos
Segundo Rosa (1999), o Batólito Monzo-Sienítico Guanambi-Urandi-BMSGU ocupa
a parte central do Cinturão Móvel Urandi-Paratinga. Esse corpo é intrusivo no Complexo
Santa Isabel e na Sequência Metavulcanossedimentar Urandi e possui uma área aflorante de,
aproximadamente, 6.000 km2, ocorrendo desde Paratinga à cidade de Urandi (BA),
adentrando o estado de Minas Gerais. Ainda segundo aquela autora, o BMSGU é constituído
por rochas sieníticas a monzoníticas, com termos graníticos e máficos. Duas unidades
principais podem ser reconhecidas: as Intrusões Múltiplas, subdivididas em quatro regiões
(Paratinga, Laguna, Igaporã e Guanambi) e as Intrusões Tardias (maciços Cara Suja, Ceraíma
e Estreito), figura 2.4.
Segundo Paim et. al. (1998), os litotipos que compõem o BMSGU apresentam-se
pouco deformados e com forma ligeiramente sigmoidal, sugerindo uma colocação tardia a
pós-colisional a um evento deformacional de idade paleoproterozoica. De acordo com este
autor, tal situação permitiu a preservação da foliação de fluxo magmático que, nessas rochas,
é marcada pela orientação preferencial de grãos euédricos de feldspatos.
As intrusões múltiplas–IM, de maneira geral, correspondem a uma associação de
rochas faneríticas média a grossa, usualmente porfiríticas (ROSA, 1999). Segundo esta autora,
43
apresentam composição, dominantemente, sienítica, monzonítica e granítica, com termos
monzodioríticos subordinados, os quais possuem grãos de quartzo azul. Apresentam pórfiros
de ortoclásio que podem alcançar 5 cm de comprimento. Os minerais máficos presentes são
anfibólio, mica marrom, diopsídio e opacos (ROSA, 1999).
Com relação às intrusões tardias–IT, tem-se os maciços de Cara Suja-MCS, CeraímaMCE e Estreito-MES. O MCS é um o pluton homogêneo, que, por vezes, pode apresentar o
desenvolvimento de texturas gnáissicas e cataclásticas (ROSA, 1999). De acordo com esta
autora, este é constituído, predominantemente, por rochas leucocráticas, porfiríticas a
faneríticas médias, inequigranulares, que foram agrupadas em três fácies principais: quartzosienítica, monzo-granítica e álcali-felspática-sienítica.
O MCE corresponde a uma intrusão ovalar que foi cortada por um sistema de falhas
normais de direção NW-SE (ROSA, 1999). De acordo com aquela autora, as rochas que
constitui esse maciço foram divididas em três faciologias: álcali-sienítica mesocrática, álcalisienítica leucocrática e sienítica-granítica. O MES situa-se a oeste da área de estudo, sendo a
única intrusão tardia do BMSGU que não faz contato com as IM. Apresenta enclaves de
rochas gnáissicas e anfibolíticas do CSI e é dividido em dois conjuntos faciológicos: fácies
fanerítica e porfirítica (ROSA, 1999).
As rochas que constituem o BMSGU possuem filiação alcalina a shoshonítica, caráter
potássico a ultrapotássico e metaluminoso (ROSA, 1999). Os dados isotópicos, realizados por
Rosa (1999), obtiveram idades U-Pb (zircão) de 2053 ± 3Ma para o MCS, 2050 ± 1,4Ma para
o MCE e 2054 ± 3Ma para o MES, correspondendo à cristalização da última atividade
magmática na região do Cinturão Móvel Urandi-Paratinga.
2.2.5.
Supergrupo Espinhaço
Na Bahia, a área de ocorrência desse supergrupo foi subdividida em Espinhaço
Oriental, que configura a feição fisiográfica denominada de Chapada Diamantina e Espinhaço
Ocidental, onde se reconhece a serra do Espinhaço Setentrional, no Estado da Bahia. Além
disso, aflora como unidade indivisa na serra de Palmas de Monte Alto, na Bacia do São
Francisco (INDA & BARBOSA 1978).
O Supergrupo Espinhaço, de idade paleo a mesoproterozoica, compreende uma
sequência de rochas metavulcânicas ácidas a intermediárias na base, que são sobrepostas por
metassedimentos de origem predominantemente terrígena e cortados por um enxame de
rochas intrusivas básicas meso a neoproterozoicas (INDA & BARBOSA 1978;
44
SCHOBBENHAUS et. al., 1994; BARBOSA & DOMINGUEZ, 1996; BABINSKI et. al.,
1999; DANDERFER-FILHO, 2000; DANDERFER-FILHO & DARDENNE, 2002;
MARTINS et. al., 2008; LOUREIRO et. al., 2009). Estes metassedimentos foram depositados
em ambiente de rifte intracratônico (SCHOBBENHAUS, 1996; DANDERFER-FILHO, 2000;
DANDERFER-FILHO & DARDENE, 2002). Essa unidade é interpretada como registro de
uma bacia ensiálica, desenvolvida em torno de 1,75 Ga, que posteriormente passou a evoluir e
se expandir ao receber uma sequência marinha de subsidência térmica (ALKMIM &
MARTINS-NETO, 2001).
Diversos foram os modelos de empilhamento estratigráfico propostos para o
Supergrupo Espinhaço na serra do Espinhaço Setentrional podendo ser citado os trabalhos de
Derby (1906) apud Cruz (2004), Branner (1910) apud Cruz (2004), Kegel (1959) apud Cruz
(2004), Barbosa (1965) apud Cruz (2004), Leal & Brito-Neves (1968) apud Cruz (2004),
Schobbenhaus (1996), Barbosa & Dominguez (1996) e Danderfer-Fillho (2000).
Recentemente Guimarães et. al. (2005), Martins et. al. (2008) e Loureiro et. al. (2009)
propuseram um modelo de empilhamento estratigráfico (Figura 2.5) representado pelos
grupos: (i) Oliveira dos Brejinhos que é constituído pelas rochas vulcânicas ácidas da
Formação São Simão e pelos metarenitos impuros, metapelitos e metaconglomerados das
Formações Pajeú e Sapiranga; (ii) grupo São Marcos, constituído pelos metaquartzarenitos da
Formação Bom Retiro, pelo metarenito feldspático e filitos da Formação Riacho do Bento; e
pelos filitos granadíferos e grafitosos e metarenitos da Formação Mosquito; e (iii) grupo Santo
Onofre, constituído pelos metarenitos e metaconglomerados da Formação Fazendinha, pelos
metaquartzarenitos e metargilitos da Formação Serra da Vereda, pelos filitos grafitosos,
metarenitos impuros e metadolomitos da Formação Serra da Garapa e pelos quartzarenitos da
Formação Boqueirão (GUIMARÃES, 2008; LOUREIRO et. al., 2009).
2.2.6.
Rochas Intrusivas Básicas
Na serra do Espinhaço Setentrional essas rochas ocorrem sob a forma de sills
descontínuos e diques de composição básica, verticalizados, com orientação preferencial para
NNW (GUIMARÃES et. al., 2005; MARTINS et. al., 2008) que intrudem as rochas do CSI,
do BMSG e as unidades do Supergrupo Espinhaço. São representados por gabros/diabásios e
dioritos de coloração cinza-escuro a esverdeado, isotrópicos, às vezes, com acamadamento
ígneo incipiente, granulação média a grossa e texturas cumulática, ofítica a subofítica
(ARCANJO et. al., 2005; TEIXEIRA, 2008; LOUREIRO et. al., 2009).
45
Segundo Teixeira (2008), estas rochas são compostas por clinopiroxênio,
ortopiroxênio, plagioclásio (labradorita), olivina, opacos e apatita. Ainda segundo este autor,
estas rochas apresentam química toleítica continental compatível com o magmatismo de uma
fase inicial de rifte induzido pela atuação de uma pluma mantélica, com filiação subalcalina
(CORRÊA-GOMES et. al., 1996; CRUZ et. al., 2012 em preparação).
Loureiro et. al. (2008) obtiveram idade U-Pb (zircão) em torno de 1.492 ± 16 Ma para
rochas gabroicas intrusivas na serra do Espinhaço. Danderfer-Filho et. al. (2009) obtiveram
idade U-Pb (SHRIMP) de 854 ± 23 Ma para um outro conjunto de rochas gabroicas na serra
do Espinhaço Setentrional. Essas idades representam o registro de dois diferentes pulsos
extensionais, sendo que o último, provavelmente, está relacionado a um rifte toniano
(SCHOBBENHAUS, 1996;
DANDERFER-FILHO, 2000;
DANDERFER-FILHO
&
DARDENNE, 2002; DANDERFER-FILHO et. al., 2009; CRUZ et. al., 2012 em preparação).
2.2.7.
Supergrupo São Francisco
O Supergrupo São Francisco, de idade neoproterozoica, é composto por material
resultante de uma sedimentação mista com origem marinha e glacial. Hospeda diamictitos,
carbonatos, filitos e metapelitos (LEÃO et. al., 1992).
Na Bahia, ocorre na região da Chapada Diamantina e na Bacia do São Francisco
(BARBOSA & DOMINGUEZ, 1996). A Bacia do São Francisco, segundo Alkmim &
Martins-Neto (2001), engloba duas unidades (Figura 2.6):
a) Grupo Macaúbas: formado por sedimentos glacio-continentais que, no interior da
bacia, recobrem as rochas do Supergrupo Espinhaço. No interior do Cráton do São Francisco
caracteriza-se por uma associação de diamictitos, arenitos e pelitos, os quais representam os
depósitos glacio-continentais proximais e distais cuja sedimentação iniciou-se em torno de
930 Ma.
b) Grupo Bambuí: formado por rochas carbonáticas alternadas com sedimentos
terrígenos, constituindo-se a unidade característica da bacia do São Francisco. Divide-se nas
formações Carrancas (ruditos), Sete Lagoas (margas, calcilutitos, calcarenitos), Samburá
(conglomerados, pelitos), Serra de Santa Helena (pelitos), Lagoa do Jacaré (calcarenitos,
pelitos), Serra da Saudade (pelitos) e Três Marias (pelitos, arenitos). Essa sequência
plataformal marca uma transgressão marinha generalizada, que posteriormente passou a
funcionar como uma bacia de antepaís. Estudos geoquímicos e isotópicos, realizados em
46
diversos sistemas, fornecem idades de deposição, deformação e metamorfismo (incipiente) no
intervalo compreendido entre 750 e 600 Ma.
Figura 2.5 - Coluna estratigráfica proposta para o Supergrupo Espinhaço nas regiões do Espinhaço Setentrional e sua
correlação com a Chapada Diamantina (Modificado de LOUREIRO et. al. 2009).
47
Figura 2.6 - Coluna estratigráfica simplificada da bacia intracratônica do São Francisco, enfatizando o empilhamento e a constituição
das grandes unidades de preenchimento, as idades, os ambientes deposicionais, o comportamento da bacia e a espessura aflorante das
unidades (ALKMIM & MARTINS-NETO, 2001).
48
2.3. Evolução Tectônica
A porção setentrional do Cráton do São Francisco, onde está inserido o Bloco Gavião,
teve sua evolução marcada por uma série de eventos tectônicos ocorridos desde o Arqueano
até o Neoproterozoico.
No Bloco Gavião, os processos de reciclagem de crosta arqueana são marcados pela
presença de dois grupos de TTG‟s, um com idade entre 3,4-3,2 Ga, referente à fusão desta
crosta arqueana toleítica com enriquecimento do resíduo em granada, e outro com 3,2-3,1 Ga,
referente à fusão de crosta toleítica com contaminação crustal, que estariam associados à
formação de uma crosta continental juvenil (BARBOSA & SABATÉ, 2003).
Segundo Silva & Cunha (1999), bacias foram formadas e abrigaram rochas vulcânicas
toleíticas, folhelhos, grauvacas, além de sedimentos químicos-exalativos, que dariam origem
às sequências vulcanossedimentares existentes neste bloco.
Entre 2,9-2,7 Ga ocorreu a reciclagem parcial da crosta TTG, resultando na geração de
rochas graníticas a granodioríticas, além dos migmatitos que foram reequilibradas no fácies
anfibolito (BARBOSA & SABATÉ, 2003).
Arcanjo et. al. (2005) propõem um modelo evolutivo arqueano mais complexo que o
proposto por Barbosa & Sabaté (2003) para o Bloco Gavião. Para aqueles autores a área teria
evoluído em 8 estágios: (i) > 3,3 Ga: formação de uma crosta siálica primitiva; (ii) 3,3 – 3,2
Ga: fragmentação desta crosta siálica com estruturação de um sistema de riftes com trend
WNW-ESSE e deposição de associações vulcanossedimentares, as quais se mostraram mais
evoluídas para sul-sudoeste, com formação de um assoalho oceânico (Figura 2.7a); (iii) 3,0 –
2,7 Ga: orogênese ocasionada pela subducção de uma placa oceânica sob outra placa oceânica
com direção N-NE, culminando na fusão parcial da placa subductada; produção de TTG
(protólito do Complexo Santa Isabel) e formação de um prisma acrescionário (Figura 2.7b).
A consolidação do Cráton do São Francisco se deu durante o evento RiacianoOrosiriano, em torno de 2.0 Ga. Na sua porção setentrional, segundo Barbosa & Sabaté
(2003), essa história está relacionada com a colisão de quatros blocos arqueanos, originando o
Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, uma cadeia de montanhas do tipo Himalaiana restrita a
porção leste do estado da Bahia (Figuras 2.8). De acordo com esses autores, durante as
colisões o Bloco Gavião teria se mantido intacto em sua porção ocidental.
Uma das maiores controvérsias com relação à evolução tectônica da área de estudo
está relacionada a existência ou não de um orógeno na porção oeste do estado da Bahia,
associado ao Cinturão Móvel Santa Isabel (MASCARENHAS, 1979) que, posteriormente, foi
49
renomeado por Rosa (1999) como Lineamento Urandi-Paratinga, contrapondo-se ao proposto
por Barbosa & Sabaté (2003).
De acordo com Arcanjo et. al. (2005), a evolução tectônica durante o período
Riaciano-Orosiriano foi definida, em um único estágio: (iv‟) 2,4 – 2,0 Ga: orogênese (Figura
2.9c), desenvolvendo o orógeno Urandi-Paratinga, com deformação tangencial e
cavalgamentos para oeste, reorientando as estruturas pretéritas para NNW-ESE;
metamorfismo, atingindo os fácies anfibolito alto a granulito (em alguns setores); (iv‟‟)fusão
parcial da crosta (Figura 2.9d), promovido pelo espessamento crustal, com migmatização dos
corpos rochosos; seguido por relaxamento crustal e geração de magmatismo metaluminoso a
peraluminoso.
O quinto e sexto estágio (ARCANJO et. al., 2005) ocorreram em 1,75 – 1,7 Ga com
estruturação do rifte Espinhaço (Figura 2.10 a e b), seguido da geração de magmatismo
metaluminoso a peraluminoso associado a sedimentos detríticos continentais. O rifte
Espinhaço desenvolveu-se durante o Mesoproterozoico, quando ocorreu um adelgaçamento
da crosta continental, resultando na ruptura e fraturamento das partes superiores desta,
culminando com a instalação do rifte Espinhaço. Nesse rifte houve a deposição de rochas
constituem o supergrupo homônimo (DUSSIN & DUSSIN, 1995; SCHOBBENHAUS, 1996).
A estruturação geral desse rifte se deu ao longo de falhas com trend NS a NW-SE
(SCHOBBENHAUS, 1996).
Segundo Arcanjo et. al. (2005), no Neoproterozoico, durante o evento Brasiliano,
ocorrem os 2 últimos estágios: (vii) aproximadamente 1,0 Ga: marcado pela segunda fase
extensional do rifte Espinhaço originando o rifte Macaúbas (DUSSIN & DUSSIN, 1995;
SCHOBBENHAUS, 1996), acompanhado da intrusão de rochas básicas que cortam o
Supergrupo Espinhaço (Figura 2.10 b e c).
O último estágio da evolução proposta por Arcanjo et. al. (2005) ocorre: (viii) por
volta de 0,75 a 0,55 Ga, sendo marcado pela fase colisional da orogênese Brasiliana,
responsável pela inversão do rifte Espinhaço; com deformação e metamorfismo das rochas
sedimentares (Figura 2.10d).
Para Cruz & Alkmim (2006) e Alkmim et. al. (2007), o rifte Espinhaço corresponde
ao Aulacógeno do Paramirim de Pedrosa-Soares et. al. (2001) e sua inversão teria ocorrido
em 0,58 Ga com envolvimento do embasamento na deformação da cobertura proterozoica dos
supergrupos Espinhaço e São Francisco.
50
Figura 2.7- Modelo proposto por Arcanjo et. al. (2005) para a evolução arqueana da porção oeste do Cráton do
São Francisco, no âmbito do estado da Bahia.
Figura 2.8- Colagem das quatro paleoplacas arqueanas durante o evento
Riaciano-Orosiriano, por Barbosa & Sabaté, 2003.
51
Figura 2.9 - Modelo proposto por Arcanjo et. al. (2005) para a evolução Riaciano-Orosiriana da porção oeste do
Cráton do São Francisco, no âmbito do estado da Bahia.
Figura 2.10 - Modelo proposto por Arcanjo et. al (2005) para a evolução Meso a
Neoproterozóica para a porção oeste do Cráton do São Francisco, no âmbito do
estado da Bahia.
52
CAPÍTULO III – DEPÓSITOS DO TIPO IOCG
3.1. Introdução
Os depósitos atualmente conhecidos como Iron Oxide-Copper-Gold-IOCG constituem
uma classe de natureza hidrotermal cujo start do conhecimento se deu com a descoberta e
classificação do depósito de Olympic Dam, na Austrália, em 1975 (PORTER, 2000). Segundo
este autor, a partir deste feito e da realização de pesquisas detalhadas, foi possível verificar
que esta nova classe incluía uma gama de depósitos, antes classificados diferentemente.
Esta classe de depósitos não apresenta um estilo único ou um modelo genético
simples. Envolve, portanto, uma diversidade de depósitos que compartilham entre si
características comuns. Além disso, compreende uma série de mineralizações, dentre elas Au,
Cu, Fe, ETR, U, por exemplo, que contemplam variados processos hidrotermais,
principalmente os de albitização e metassomatismo férrico (HITZMAN et. al., 1992;
HITZMAN, 2000; PORTER, 2000).
Ao longo das últimas décadas o número de depósitos classificados como IOCG, bem
como a compreensão da sua gênese, vem crescendo significantemente. Este crescimento vem
resultando na descoberta de grandes depósitos, distribuídos ao longo de todo o planeta (Figura
3.1) como Candelaria, Chile (RYAN et. al., 1995; OYARZUN et. al., 1999); Ernest Henry,
Austrália (RYAN, 1998); a Província Mineral de Carajás, Brasil (HUHN & NASCIMENTO,
1997); Bayan Obo, China (SMITH & CHENGYU, 2000), Vale do Rio Curaçá, Brasil
53
(TEIXEIRA et. al., 2010) os depósitos de Raajaärvi e de Puro, Finlândia (NIIRANEN et al.,
2003).
Apesar dos diversos trabalhos realizados, não existe consenso entre os pesquisadores
com relação aos processos envolvidos na gênese de tais depósitos; a fonte de fluidos
responsáveis pela alteração e mineralização, bem como quais dos depósitos existentes
deveriam ser reclassificados como IOCG (PORTER, 2000). Com relação a alteração
hidrotermal, embora não se tenha conhecimento profundo da mineralogia que compõe esta
paragênese, sabe-se que ela é dependente da rocha encaixante e da profundidade de formação
e alteração. Em geral observa-se uma alteração cálcico-sódica em níveis profundos, passando
por alteração potássica e férrica em níveis intermediários quase sempre superimpostas
sericitização e silicificação em níveis muito rasos. (HITZMAN et. al., 1992; HITZMAN,
2000; CORRIVEAU, 2007). Estes depósitos têm demonstrado grande potencialidade
econômica e, atualmente, tornaram-se alvos exploratórios preferenciais para muitas empresas
do setor de mineração.
Figura 3.1- Mapa de localização e distribuição dos distritos e principais depósitos IOCG ao longo do planeta (CORRIVEAU,
2007).
54
3.2. Conceito de IOCG
A classe de depósitos minerais denominada de IOCG representa uma família que
compartilha uma diversidade de características como a presença de magnetita ou hematita
com baixo Ti; extensa alteração sódico-potássica; presença de óxido de ferro, ETR, Co, Ag,
U, Fe, Cu, Au, U, ETR, F, vermiculita, e em menores quantidades Ag, Nb, P, Bi, Co, EPG,
Ni, Se, Te, Zr, As, B, Ba, Cl, Mo, Mn e W e P, além de magmatismo contemporâneo a
formação do depósito (HITZMAN, 2000; WILLIAMS et. al., 2005; CORRIVEAU, 2007;
KOLB & STENSGAARD, 2009). Além disso, esses depósitos encontram-se geneticamente
associados a áreas com magmatismo tipo-A ou tipo-I, stocks carbonatíticos e zonas de falha e
cisalhamentos de escala regional (CORRIVEAU, 2007). Segundo esta autora, os depósitos se
formam em níveis crustais que variam de rasos a intermediários, em ambientes extensionais,
anorogênicos ou orogênicos, como riftes intracratônicos e intra-arcos, arcos magmáticos e
bacias de back-arc. Encontram-se, comumente, hospedados em terrenos metamórficos,
formados desde o Arqueano até o recente, apresentando maior incidência durante o
Proterozoico (HITZMAN et. al., 1992; HITZMAN, 2000; PORTER, 2000; WILLIAMS et.
al., 2005; CORRIVEAU, 2007; KOLB & STENSGAARD, 2009).
As lacunas referentes ao entendimento da gênese dos depósito do tipo IOCG obrigam
a utilização de uma classificação empírica, baseada na combinação de diversas características,
sendo que as mais marcantes são: (i) presença de Cu potencialmente econômico, com ou sem
presença de Au; (ii) a presença de veios e brechas hidrotermais e/ou feições de substituição de
minérios tectono-controladas; (iii) abundância de magnetita e/ou hematita, sendo a magnetita
encontrada em níveis mais profundos que a hematita (HITZMAN et. al., 1992); (iv) o baixo
conteúdo de Ti nos óxidos de ferro, quando comparados com os teores apresentados por estes
minerais nas rochas ígneas (WILLIAMS et. al., 2005).
Ainda segundo Williams et. al. (2005), outras características comuns aos depósitos
IOCG que podem não estar presente em todos os casos, incluem: uma ampla associação
temporal espacial com batólitos graníticos; ambiente crustal com volumoso metassomatismo
alcalino; minérios enriquecidos em uma suíte geoquimicamente diversa de elementos traços
(F, P, Co, Ni, As, Mo, Ag, Ba, ETR e U).
55
3.3. Principais Tipos de Depósitos IOCG
Foram definidos seis principais tipos de depósitos IOCG, resumidos na Figura 3.2,
pelo Geological Survey of Canada, a partir da classificação do World Minerals Geoscience‟s
Database Project proposta por Gandhi (2003 e 2004a):
Figura 3.2- Figura resumo das principais características dos 6 tipos de depósitos IOCG, atualmente reconhecidos (Modificado de
CORRIVEAU, 2007).
(i) tipo Olympic Dam: consiste em um depósito polimetálico, brechoide associado a
granitos, onde os metais estão espacial e temporalmente associados com a alteração férrica.
Este depósito está hospedado em brechas hidrotermais ricas em hematita, com formato de
funil e dimensões de 7 km de comprimento por 5 km de largura (REEVE et. al.,1990 apud
CORRIVEAU, 2007). Segundo esta autora, o complexo brechoide apresenta um núcleo
composto por quartzo e hematita, uma brecha hematítica-granítica periférica e um halo de um
56
granitoide fracamente alterado e brechado. As brechas foram formadas próximo à superfície
durante o processo progressivo e polifásico de brechação hidrotermal e alteração do granito
tipo-A. Observa-se a presença de alteração potássica, com a formação de uma paragênese
composta por hematita, sericita, clorita, carbonato, sulfetos de Fe-Cu, uraninita, pechblenda e
ETR, localmente sumperimposta por uma alteração biotítica-magnetítica.
(ii) tipo Cloncurry: consiste em depósitos onde a mineralização de Cu-Au se
sobrepõe aos ironstones, formações ferríferas ou concentrações preexistentes de óxidos de
ferro (GANDHI, 2003; CORRIVEAU, 2007). As rochas que constituem este subtitpo podem
se apresentar significantemente deformadas e metamorfizadas em um estágio anterior à
mineralização e colocação das intrusões graníticas. A mineralização pode, também, ser
metamorfogênica (CORRIVEAU, 2007). As alterações potássica e cálcico-sódica são comuns
e, em muitos casos, intensas e alcançam grandes extensões, sendo amplamente controladas
por estruturas (WILLIAMS, 1994; CORRIVEAU, 2007). Adicionalmente, pode ocorrer
remobilização local de ferro das rochas hoespedeiras/encaixantes e de fontes externas
(CORRIVEAU, 2007).
(iii) tipo Kiruna: compreende depósitos monometálicos, com depósitos de magnetita
e apatita com baixo Ti e V, Cu e Au em quantidades pequenas ou ausentes (HITZMAN et. al.,
1992; HITZMAN, 2000). Este tipo de depósito é geralmente concomitante e geneticamente
relacionado às suas rochas hospedeiras/encaixantes vulcânicas e plutônicas. Podem se
apresentar sob a forma de veios maciços, corpos tabulares e irregulares, associados a uma
alteração cálcico-sódica ou sódica, com formação de albitas características, representando a
fase inicial da mineralização de Cu-Au em ambientes intracratônicos (CORRIVEAU, 2007).
(iv) tipo Skarn férrico: este subtipo compartilha algumas características com o
depósito do tipo Kiruna; é considerado como um depósito IOCG devido a presença de
minerais anidros, como granada e piroxênio, típicos de alteração prógrada em depósitos de
skarnitos; além disso, relacionados à mineralização encontram-se atípicos depósitos de óxidos
de ferro (CORRIVEAU, 2007).
(v) tipo Phalaborwa: consiste em um depósito litologicamente controlado; rico em
magnetita, formado contemporaneamente à intrusão alcalino-carbonatítica concêntrica e
zonada (VIELREICHER et. al., 2000; CORRIVEAU, 2007). Esta intrusão carbonatítica
hospeda a maior parte das mineralizações econômicas e o corpo de minério contém depósitos
de cobre, magnetita, apatita, além de concentrações importantes de badeleíta e uranotorianita
(HUNT, 2005). As características diagnósticas deste subtipo são a presença de apatita; forte
fenitização; enriquecimento em ETR, F, P e elevada razão de ETR leves e ETR pesados. Estes
57
corpos zonados apresentam concentração de sulfetos de cobre em seu núcleo e magnetita em
suas bordas (HARMER, 2000 apud CORRIVEAU, 2007). O conteúdo de Ti na magnetita é
variável, entre 1 a 4% TiO2, sendo maior que nas magnetitas formadas nos outros tipos de
depósitos IOCG. Os principais sulfetos formados são calcopirita, bornita e calcocita
(CORRIVEAU, 2007). Os fluidos responsáveis pela mineralização foram caracterizados
como possuintes de alta temperatura, ricos em CO2 e de alta salinidade (VIELRICHER et. al.,
2000).
(vi) tipo Bayan-Obo: trata-se de um depósito distal a uma fonte plutônica alcalinocarbonatítica, rico em magnetita, ETR e deficiente em Cu e Au (SMITH & CHENGYU,
2000). Ocorre de forma macica, bandada e disseminada, contando com uma mineralização
que compreende cerca de 70 minerais, sendo esta dominada por magnetita, bastnaesita,
fluorita, anfibólios alcalinos e piroxênios; a paragênese de alteração hidrotermal é composta
por apatita, aegirina, aegirina-augita, fluorita, anfibólios alcalinos, flogopita e barita (SMITH
et. al., 2000 apud CORRIVEAU, 2007).
3.4. Alteração Hidrotermal
A alteração hidrotermal pode ser definida como um complexo processo que envolve
uma mudança mineralógica, química e textural na rocha quando esta é submetida a novas
condições físico-químicas, diferentes daquelas que formaram sua mineralogia primária, a
partir da interação com fluidos hidrotermais (PASSOS, 1999; PIRAJNO, 2009). O produto
final resultante da alteração hidrotermal depende da composição da rocha encaixante, da
composição do fluido (condições de Eh, pH, pressão de vapor, entre outros), tempo de
interação fluido-rocha e das temperaturas e pressões que regeram as reações (PASSOS,1999).
A alteração hidrotermal pode atingir diversos graus de intensidade, sendo desta forma
classificada como pervasiva, seletivamente pervasiva e não-pervasiva (PIRAJNO, 2009).
Segundo este autor, a alteração é pervasiva quando há substituição de todos ou da maior parte
dos minerais primários, obliterando as texturas originais; é seletivamente pervasiva quando há
substituição de minerais primários específicos (biotita substituindo anfibólio, por exemplo),
preservando, assim, as texturas originais. A alteração não-pervasiva é aquela onde apenas
certas porções da rocha são afetadas pelos fluidos hidrotermais, não configurando
modificações expressivas ao formato original da rocha.
A alteração hidrotermal no depósito IOCG, se constitui como o principal processo
responsável por concentrar e tornar economicamente explotável as substâncias que constituem
58
este depósito (CORRIVEAU, 2007). As associações mineralógicas formadas durante a
alteração refletem muito da composição da rocha hospedeira e da intensidade da alteração
hidrotermal (PASSOS, 1999).
O estudo da alteração hidrotermal pode fornecer subsídios para reconstituir os
paleosistemas hidrotermais mineralizantes, proporcionando a identificação da origem dos
fluidos e da distribuição das zonas de hidrotermalismo, propiciando uma melhor compreensão
do ambiente de formação e das características do depósito (AUGUSTO et. al., 2008).
Segundo este autor, os depósitos IOCG podem se originar a partir de variados tipos de
alteração hidrotermal, dentre os quais se destacam a alteração sódica, alteração potássica,
alteração
propilítica,
cloritização,
silicificação,
carbonatação,
alteração
férrica
e
turmalinização.
(i)
Alteração sódica: caracteriza-se pela substituição dos minerais originais da
rocha por minerais ricos em Na (PIRAJNO, 2009). Este tipo de alteração tende a ocorrer em
escala regional e é um dos responsáveis pela liberação de ferro e potássio das rochas
encaixantes afetadas por esse hidrotermalismo (OLIVER et al., 2004). Segundo Pirajno
(2009) e Oliver et. al. (2004), o metassomatismo sódico é mineralogicamente representado
pela substituição do k-feldspato pela albita (albitização), com enriquecimento em Na
acompanhado por concentrações importantes de Fe, U, Ba, Rb, Zr, Pb, Zn e ETR (Nb, Ta, Sn,
W, Li e Be). A albitização é seguida por fraco metassomatismo hidrolítico, usualmente
caracterizado pelo crescimento de sericita, além de agregados de topázio e fluorita
(PIRAJNO, 2009). Estudos experimentais realizados por Pollard (1983 apud PIRAJNO 2009)
demonstraram que esta alteração se processa entre 400-600ºC com pressões a cerca de 1kbar
ou menos.
(ii)
Alteração potássica: é um tipo muito comum e importante, cujos principais
minerais de alteração são K-feldspato e biotita (PIRAJNO, 2009). Segundo este autor, esta
alteração é resultado da substituição do plagioclásio e minerais silicáticos máficos a
temperaturas entre 450-600ºC. Pirajno (2009) define como paragêneses comuns deste tipo de
alteração são K-feldspato-biotita-quartzo, K-feldspato-clorita, K-feldspato-biotita-magnetita
geralmente esta alteração é acompanhada pela formação de sulfetos (calcopirita, pirita, entre
outros), além de minerais como apatita e sericita. O estudos realizados por Bowden (1985
apud PIRAJNO 2009) demonstraram que o metassomatismo potássico pode liberar Fe2+,
formando como subprodutos, micas e anfibólios ricos em ferro (ferroedenita e ferroactinolita,
como exemplo de anfibólios formados). Além disso, durante esta alteração há o
enriquecimento em Rb, Li, Zn e depleção em Na (PIRAJNO, 2009).
59
(iii)
Alteração propilítica/Propilitização: este tipo de alteração é mais pervasiva
em direção à fonte hidrotermal e caracteriza-se pela adição de H2O, CO2 e localmente S
(PIRAJNO, 2009). Segundo este autor, a associação mineralógica típica desta alteração é
epidoto, clorita, carbonato e albita, a partir da transformação do plagioclásio e silicatos
ferromagnesianos. Este tipo de alteração geralmente imprime à rocha uma coloração
esverdeada, isso se deve à presença de uma associação composta por epidoto e clorita, em
alguns casos a actinolita também pode ser formada.
(iv)
Cloritização: esta alteração consiste na transformação de um silicato
ferromagnesiano em clorita, decorrente da interação da rocha com fluidos ricos em H+, Fe2+,
Mg2+, CO32, formando zonas ricas em clorita e hematita que , geralmente, se apresentam
tectono-controladas, seguindo planos de foliação milonítica e zonas de falha (PIRAJNO,
2009).
(v)
Silicificação: este tipo de alteração comumente ocorre em associação a outros
estilos de alteração hidrotermal ou pode ocorrer como subproduto do metassomatismo mais
expressivo que afetou as rochas encaixantes, como ocorre na hidrólise isoquímica do
feldpspato (HUNT, 2005). Segundo este autor, o quartzo pode ser precipitado localmente nos
poros existentes da rocha, ao longo dos limites entre os grãos ou em zonas de fraqueza da
rocha (planos de foliação, fraturas, entre outros). A maior parte das fraturas, por onde os
fluidos são transportados, apresenta-se preenchida, mesmo que parcialmente, por grãos de
quartzo. O processo de silicificação se dá devido ao fato do quartzo ficar retido no fluido,
precipitando-se tardiamente a baixas temperaturas (HUNT, 2005).
(vi)
Carbonatação: este tipo de alteração ocorre por metassomatismo aniônico a
partir da introdução de CO2, com formação de minerais como dolomita e calcita (PIRAJNO,
2009). Estudos realizados por Phillips (1986 apud PIRAJNO 2009), demonstraram que este
tipo de alteração varia entre sin a pós-tectônica, com fluidos ricos em H2O e CO2 de baixa
salinidade, temperaturas variando entre 350-400ºC e pressões entre 0,8-2kbar.
(vii)
Alteração férrica: pode ocorrer como consequência da mobilização de íons de
Fe2+ ou Fe3+ através dos fluidos hidrotermais, originando óxidos de ferro (hematita e/ou
magnetita), assim como minerais ricos em ferro (ferroanfibólios, micas, entre outros) nas
zonas de alteração (PIRAJNO, 2009).
(viii) Turmalinização: este tipo de alteração ocorre quando há disponibilidade de
ferro e boro no fluido hidrotermal e/ou na rocha encaixante, permitindo a nucleação de zonas
ricas em turmalina (PIRAJNO 2009). Segundo Pirajno (2009), a composição da turmalina
pode variar conforme o ambiente em que foi formada, facilitando a caracterização do protólito
60
que sofreu alteração e da fonte do fluido hidrotermal. Esta alteração pode ser pervasiva a
seletivamente pervasiva, podendo estar associada a veios de quartzo.
Segundo Pirajno (2009), outros tipos de alteração também podem ser verificadas,
dentre eles a sericitização/alteração filítica, relacionada à formação de micas ricas em
potássio, principalmente a sericita e moscovita fibrosa; fenitização, relacionada à ação de
fluidos ricos em Na e/ou K, provenientes do resfriamento de intrusões alcalino-carbonatíticas;
greisenização, relacionada à desestabilização e destruição de k-feldspato e biotita, formando
uma paragênese composta por quartzo e moscovita; argilização, relacionada à formação de
minerais do grupo da argila a partir de um intenso metassomatismo hidrolítico; alteração
alunítica, que consiste em uma fase mais avançada da argilização, onde se processa uma
intensa lixiviação sob pH ácido, entre outros tipos de alteração. Todos estes estilos de
alteração hidrotermal se constituem importantes mecanismos para a formação de acumulações
minerais de origem hidrotermal, especialmente os depósitos classificados como IOCG.
61
CAPÍTULO IV – CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA DA
SEQUÊNCIA METAVULCANOSSEDIMENTAR URANDI E DA
ZONA DE ALTERAÇÃO HIDROTERMAL
4.1. Introdução
A Sequência Metavulcanossedimentar Urandi-SMVU compreende a uma faixa de
rochas supracrustais de proveniência vulcânica e sedimentar estruturada em uma calha
sinformal alinhada NNE-SSW (FIGUEIREDO, 2009), com comprimento aproximado de 11
km e largura de 4 km, totalizando uma área de aproximadamente 44 km² (Figura 4.1). Tratase de uma sequência metavulcanossedimentar ainda pouco conhecida, aflorante nos entornos
da cidade de Urandi e bastante promissora do ponto de vista metalogenético, tendo em vista a
presença de mineralizações de importantes commodities como a de ferro.
Essa sequência foi primeiramente individualizada pelo Projeto Brumado-Caetité
(MORAES et. al., 1980), tendo sido denominada de Complexo Brumado-Urandi em
substituição aos termos “Complexo de Brumado” (PEDREIRA et. al, 1975) e “Complexo
Ibitira-Brumado” (INDA & BARBOSA, 1978), tendo em vista as similaridades litológicas
existentes entre as duas regiões. Essa nova denominação foi utilizada como forma de
estabelecer uma conotação mais ampla, englobando também os Complexos de Urandi e
Licínio de Almeida que, anteriormente, eram considerados independentes. Posteriormente,
esta sequência foi redenominada por Fernandes et. al.(1982) como Complexo Urandi.
62
Figura 4.1 - Mapa da Sequência Metavulcanossedimentar (CRUZ et. al., 2012 em preparação).
A SMVU é composta por uma sequência de rochas metamáficas milonitizadas que se
intercalam com metapelitos granadíferos, formações ferríferas bandadas (itabiritos), quartzitos
ferruginosos e micáceos, rochas calcissilicáticas e queluzitos, estas últimas, portadoras da
mineralização manganesífera, além de granitoides intrusivos sin a tardi-tectônicos, em geral,
63
concordantes com a foliação milonítica predominante na SMVU, entretanto, corpos
discordantes podem ser encontrados. Não raramente pode-se observar a presença de veios de
quartzo portadores de granada (Fotografias 4.1 A e B), além de vênulas de sulfetos que
ocorrem, ora concordantes, ora discordantes com a foliação milonítica.
Fotografia 4.1 - Veio de quartzo portador de granada de composição espessartita. A – Visão geral do veio de
quartzo. B – Detalhe do veio e granadas euédricas. Mina Barreiro dos Campos, ponto TS-19 de coordenada UTM:
8360157mN e 749192mE.
A partir dos estudos petrográficos, foi possível verificar que as rochas apresentam
variados graus de deformação e alteração hidrotermal. Algumas rochas preservam suas
características ígneas ou metamórficas, enquanto outras apresentam-se intensamente
milonitizadas e potassificadas (formação de biotita e k-feldspato), metassomatizadas a ferro,
enriquecidas em plagioclásio, apatitizadas, silicificadas, sericitizadas, turmalinizadas,
epidotizadas, classificação baseada em Pirajno (2009). Desta forma, foi possível subdividir as
rochas estudadas da SMVU em três grupos principais, levando em consideração o grau de
alteração hidrotermal e a paragênese mineral formada, quais sejam: (i) rochas menos
modificadas ou encaixantes da alteração hidrotermal; (ii) rochas moderadamente modificadas
e (iii) rochas intensamente modificadas ou hidrotermalitos.
As rochas (i) são consideradas nesse trabalho como as encaixantes da alteração
hidrotermal e será abordado no item 4.2. As demais, (ii) e (iii), são consideradas como
relacionadas à zona de alteração hidrotermal e serão descritas no item 4.3.
64
4.2. Unidades da SMVU e Caracterização das Rochas Encaixantes da Zona de
Alteração Hidrotermal
4.2.1. Metamáficas/Anfibolitos
As rochas metamáficas ocorrem ao longo da faixa centro-oriental da SMVU,
compondo cerca de 25% da área total aflorante da sequência (Figura 4.1). Os melhores
afloramentos dessa unidade ocorrem ao longo dos cortes de estrada da BA-122 (Fotografia
4.2) e em pequenos sulcos escavados pelas drenagens. Em campo, essa unidade apresenta
alteração intempérica moderada adicionado a alteração hidrotermal muito expressiva na
SMVU. Nos furos de sondagem, as amostras recuperadas não possuiam feições de alteração
intempérica. Os solos originados apresentam coloração avermelhada, por vezes muito escuro.
Essas rochas apresentam coloração verde claro/cinza esverdeado claro, quando alteradas
(Fotografia 4.3), a preto/cinza esverdeado escuro, quando preservadas. São compostas por
quantidades variáveis de anfibólio, plagioclásio e quartzo. Apresentam-se fortemente
milonitizadas, com foliação assinalada pelo alinhamento preferencial do anfibólio e formação
de uma lineação de estiramento mineral originada pelo estiramento dos grãos de plagioclásio.
Este litotipo apresenta contatos abruptos com as rochas do embasamento do Complexo Santa
Isabel, através de zonas de cisalhamento compressionais. Com os litotipos da SMVU, os
contatos podem ser transicionais e/ou abruptos, através de zonas de cisalhamento reversas.
Fotografia 4.2 - Afloramento de rocha metamáfica/anfibolito em
corte de estrada da BA-122. Ponto TS-04/TS-75 de coordenada
UTM: 836342mN e 748424mE.
Fotografia 4.3 – Foto de rocha metamáfica/anfibolito
fortemente milonitizada com coloração cinza
esverdeado. Ponto TS-04/TS-75 de coordenada UTM:
836342mN e 748424mE
As rochas metamáficas classificadas como menos modificadas, apresentam poucas
feições de alteração hidrotermal e, quando presentes, são assinaladas pela presença de zonas
65
de silicificação e de metassomatismo férrico, marcado pela presença de veios e microveios
(0,05-0,15 mm) de minerais opacos que preenchem fraturas tanto paralelas quanto
perpendiculares à foliação ou ocupando a clivagem dos anfibólios.
Microscopicamente, estas rochas são compostas por minerais metamórficos: anfibólio
(48-50%), plagioclásio (30-32%) e minerais metassomáticos: minerais opacos (15-16%),
quartzo (2-5%) e apatita (0-1%). A composição modal destas rochas encontram-se
discriminadas na tabela 4.1.
Tabela 4.1 - Composição modal das rochas metamáficas menos modificadas.
Pl-Plagioclásio, Qtz-Quartzo, Bt-Biotita, Anf-Anfibólio, Mo-Minerais Opacos, Mt-Magnetita, Py-Pirita,
Cpy-Calcopirita, Ap-Apatita.
Complexo
Unidade
mapeada
SMVU
Metamáficas
SMVU
Subunidade
Amostra
Menos
BM0014015
modificadas
Menos
Metamáficas
BM0014016
modificadas
Pl
Qtz
Anf
Mo
(Mt, Py,
Cpy)
Ap
30%
5%
48%
16%
1%
32%
2%
50%
15%
1%
Neste grupo de rochas, por vezes, verifica-se a presença de microestrutura
blastointergranular, blastoporfirítica, além do hábito tabular reliquiar dos grãos de
plagioclásio, caracterizando as feições ígneas preservadas nessas rochas. Este litotipo
apresenta-se inequigranular, com microestruturas nematoblástica, granoblástica granular,
granoblástica poligonal e poiquiloblástica. A microestrutura nematoblástica é assinalada pela
orientação preferencial do anfibólio. A microestrutura granoblástica varia entre granular
interlobada e poligonal, sendo assinalada pelos aglomerados de plagioclásio e quartzo com
bordas curvas e retilíneas, respectivamente. A microestrutura poiquiloblástica é revelada pelas
inclusões de apatita em quartzo sem orientação preferencial originando uma feição “em
peneira”.
Na micro-escala, a foliação é contínua e paralela, sendo originada pelo alinhamento
preferencial do anfibólio e dos minerais opacos (Fotomicrografia 4.1). Não raramente pode-se
observar a presença de zonas de silicificação, comumente posicionadas paralelamente à
foliação da rocha ou configurando veios discordantes, de forma subordinada.
O anfibólio possui pleocroísmo variando entre o verde pálido e verde oliva. Ocorre
subidioblástico a xenoblástico, prismático e/ou tabular (Fotomicrografia 4.2) com
granulometria entre 0,04 e 1,1 mm. Possivelmente é um mineral metamórfico e sin-tectônico
à foliação milonítica. Além disso, possui extinção ondulante moderada, sugerindo deformação
interna. Os contatos variam de retilíneos a lobados com os grãos de plagioclásio, apatita e
quartzo. Com os minerais opacos, os contatos variam entre ameboides e esqueletiformes,
66
formando, muitas vezes, feições de embaiamento e ilhas de anfibólio envoltas por minerais
opacos (Fotomicrografia 4.3 A e B), sugerindo um processo de reação entre o fluido e os
grãos de anfibólio, originando os minerais opacos. Pode-se observar que os minerais opacos
muitas vezes ocorrem preenchendo fraturas existentes no anfibólio.
Fotomicrografia 4.1 – Visão do aspecto geral da rocha
metamáfica/anfibolítica. Em laranja traço aproximado da
foliação a asinaladada pelo alinhamento dos anfibólios e
minerais opacos. Anf-Anfibólio, Op-Minerais Opacos. Foto com
polarizadores descruzados. Amostra BM0014015, furo URN001
–BAMIN.
Fotomicrografia 4.2 – Grãos tabulares a prismáticos de
anfibólio assinalando a microestrutura nematoblástica
predominante nas rochas metamáficas/anfibolíticas. AnfAnfibólio, Op-Minerais Opacos, Plag-Plagioclásio. Foto
com polarizadores cruzados. Amostra BM0014015, furo
URN001 – BAMIN.
Fotomicrografia 4.3 - Feições de embaiamento originadas pelo intecrescimento dos minerais opacos (Op) em uma zona rica
em anfibólio (Anf). A – Vista geral da feição de embaiamento. B- Detalhe, demonstrando a formação de “ilhas” de anfibólio
envoltas por minerais opacos. Anf-Anfibólio, Op-Minerais Opacos. Foto com polarizadores descruzados. Amostra
BM0014015, furo URN001 –BAMIN.
A tabela 4.2 apresenta a composição química dos anfibólios metamórficos que
compõem este grupo de rochas. Os dados foram obtidos através da análise por microssonda e
tratados com o auxílio do programa Amphical (YAVUZ, 1998). Nesta tabela é possível
observar que as rochas metamáficas/anfibolíticas são constituídas por anfibólios do tipo
magnesiohornblenda, Ca2[(Mg, Fe2+)4Al](Si7Al)O22(OH)2, e cummingtonita, (Mg, Fe2+)2(Mg,
67
Fe2+)5Si8O22(OH)2, ambos de composição predominantemente ferromagnesiana. A presença
da magnesiohornblenda reforça o caráter ígneo destas rochas, enquanto que a presença da
cummingtonita pode representar tanto um estágio final da cristalização, como pode ser
resultado do retrometamorfismo ou metamorfismo hidrotermal, marcando o estágio inicial de
alteração hidrotermal destas rochas.
Tabela 4.2 - Síntese dos dados obtidos através da realização de estudos microquímicos em grãos de anfibólio que constituem
as rochas metamáficas menos modificadas. Dados organizados a partir do programa Amphical (YAVUZ, 1998).
O plagioclásio ocorre tabular a granular poligonal na matriz da rocha. É
subidioblástico a xenoblástico, com granulometria variando entre 0,02 e 0,3 mm. É um
mineral pré-tectônico, recristalizado sintectonicamente durante a deformação e metamorfismo
da rocha máfica. O contato plagioclásio-plagioclásio varia entre retilíneo a curvilíneo,
enquanto são curvilíneos a levemente retilíneos com o anfibólio, minerais opacos, apatita e
quartzo. Apresenta deformação interna assinalada por uma extinção ondulante fraca a
moderada. Na matriz da rocha, associa-se ao anfibólio, minerais opacos e quartzo. A
geminação é polissintética do tipo albita e, muitas vezes, torna-se possível observar a presença
da microestrutura blastointergranular (Fotomicrografia 4.4 A e B).
68
Dados obtidos a partir da química mineral (Tabela 4.3), realizados em três grãos de
plagioclásio na amostra BM0014015, reveleram uma composição cálcica variando entre
An81,43Ab18,5Or0,00 a An78,88Ab20,67Or0,45. Com o auxílio do software Minpet 2.0, foi possível
construir o diagrama ternário An-Ab-Or (Figura 4.2), onde pode-se concluir que o
plagioclásio que compõe as rochas metamáficas apresenta uma composição bytownítica com
contetúdo de anortita variando entre 78,88-81,43%.
Fotomicrografia 4.4 - Microestrutura blastointergranular em rocha metamáfica/anfibolítica, revelando também a preservação
da geminação polissintétita do tipo albita no plagioclásio. A – Aspecto geral da microestrutura. B- Detalhe. Anf-Anfibólio,
Pl/Plag-Plagioclásio. Foto com polarizadores cruzados. Amostra BM0014015, furo URN001 – BAMIN.
Tabela 4.3 - Composição química em porcentagem para grãos de plagioclásio das rochas metamáficas menos modificadas
69
Figura 4.2 - Diagrama de variação composicional para os grãos de plagioclásio das rochas anfibolíticas menos modificadas.
Os minerais opacos são subédricos a anédricos, granulares a ameboides, podendo
ocorrer também de forma alongada segundo a foliação da rocha. A granulometria varia entre
0,02 e 0,6 mm. Constituem minerais tardi-tectônicos que, comumente, ocorrem sob a forma
de veios e bolsões preenchendo fraturas paralelas à foliação milonítica da rocha e envolvendo
grãos de anfibólio. O contato desses minerais variam entre retilíneos e ameboides com
anfibólio, plagioclásio e quartzo. Além de preencher fraturas na rocha, podem ocorrer
preenchendo fraturas existentes nos grãos de anfibólio e quartzo (Fotomicrografia 4.5 A e B).
Com a análise da seção delgado-polida das amostras que constituem este grupo de rochas,
observou-se que os minerais que compõem estes bolsões e veios são magnetita (70%), pirita
(20%) e calcopirita (10%) (Fotomicrografia 4.6).
O quartzo ocorre xenoblástico, granular e com granulometria variando entre 0,05 e 2,0
mm. A borda deste mineral varia entre curvilínea, lobada e embaiada quando em contato com
plagioclásio, anfibólio, apatita e minerais opacos. Este mineral pode ocorrer na matriz
(Fotomicrografia 4.7) e não raras vezes, pode-se observar a presença de veios de minerais
opacos preenchendo fraturas existentes nos grãos deste mineral. Quando na matriz da rocha,
pode corresponder a um mineral ígneo ou associado com reação de borda envolvendo a
transformação do piroxênio para anfibólio, recristalizado sintectonicamente. Observa-se a
presença deste mineral configurando zonas de silicificação, sin a tardi-tectônicas, de origem
70
hidrotermal (Fotomicrografia 4.8), que ocorrem sob a forma de veios inseridos entre os planos
da foliação da rocha. Este mineral apresenta-se internamente deformado, tendo em vista a
extinção ondulante moderada.
A apatita é incolor, prismática e/ou tabular, subédrica e/ou anédrica, granulometria
inferior a 0,1 mm. Comumente encontra-se inclusa nos grãos de quartzo, possuindo contatos
retilíneos a curvos com este mineral. Além disso, pode ser encontrada isolada na matriz da
rocha possuindo contatos curvilíneos com o quartzo, plagioclásio e anfibólio. Não apresenta
orientação preferencial e sua relação de inclusão com o quartzo pode sugerir que este seja um
mineral de origem hidrotermal.
Fotomicrografia 4.5 - Veios de minerais opacos que preenchem fraturas paralelas à foliação milonítica na rocha
metamáfica/anfibolítica. A- Visão geral da rocha com veios de minerais opacos em luz plana. B- Visão da rocha e dos veios de
minerais opacis em luz refletida demonstrando que estes veios são compostos por magnetita, pirita e calcopirita. Anf-Anfibólio,
Cpy-Calcopirita, Mt-Magnetita, Op-Minerais Opacos, Py-Pirita, Plag-Plagioclásio. Amostra BM0014016, furo URN001 –
BAMIN.
Fotomicrografia 4.6 - Fotomicrografia de detalhe dos minerais
opacos que constituem os veios que preenchem fraturas das
rochas metamáficas, demonstrando o zoneamento existente.
Magnetita com sulfetos em suas bordas.Cpy-Calcopirita, MtMagnetita, Py-Pirita. Foto em luz refletida e com polarizadores
cruzados. Amostra BM0014016, furo URN001 – BAMIN.
Fotomicrografia 4.7 - Quartzo de origem ígnea, constituinte da
rocha metamáfica que ocorre em menor quantidade. AnfAnfibólio, Plag-Plagioclásio, Qtz-Quartzo. Foto
com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014016, furo URN001 –
BAMIN.
71
0,1mm
Fotomicrografia 4.8 - Veio de quartzo, configurando uma zona de silicificação. Observar a presença de veios de minerais opacos
associados a esta zona de silicificação. Em laranja traço aproximado da foliação da rocha. Hbl-Hornblenda, Op-Minerais Opacos, QtzQuartzo. Foto com polarizadores descruzados. Amostra BM0014015, furo URN001 – BAMIN.
4.2.2. Metapelitos
Este litotipo ocorre ao longo da porção centro-leste da SMVU, perfazendo um total de
35% da área total desta sequência (Figura 4.1). Os melhores afloramentos ocorrem ao longo
de cortes de estrada da BA-122 (Fotografia 4.4), em sulcos escavados pela drenagem, bem
como em zonas geomorfologicamente rebaixadas. Estas rochas podem fracamente a
fortemente intemperizadas. Os solos originados por este litotipo apresentam coloração bege a
fracamente avermelhada. Estas rochas apresentam coloração cinza claro (quando ricas em
quartzo) a bege, marrom/castanho, quando ricas em biotita. Por vezes podem apresentar tons
rosados, originados pela presença de grãos de granada. Possuem granulometria fina a média,
sendo muitas vezes porfiróide. São rochas que possuem variadas quantidades de biotita,
quartzo, mica branca, granada e por vezes, observa-se a presença de ripas de turmalina.
Comumente pode-se notar a presença de lamelas de biotita constituindo uma xistosidade e
contornando porfiroblastos de granada existentes em alguns destes litotipos. Estas rochas
apresentam-se deformadas, milonitizadas, com formação de dobras abertas, assimétricas,
parasíticas em S, Z e M/W (Fotografia 4.5). Em campo, estas rochas foram classificadas como
quartzo-biotita-xisto, granada-biotita-xisto com turmalina e granada-biotita-xisto.
Os metapelitos intercalam-se às rochas metamáficas e formações ferríferas, com
contatos, por vezes, transicionais a abruptos, delimitados por zonas de cisalhamento
compressionais. Estas rochas apresentam fracos sinais de alteração hidrotermal, tais como a
presença de um restrito metassomatismo férrico e desenvolvimento de estreitas zonas de
silicificação.
72
Fotografia 4.5- Presença de dobra assimétrica em S em rocha
metapelítica fortemente intemperizada no ponto TS-03 de
coordenada UTM: 8362956mN e 747891mE.
Fotografia 4.4 - Afloramento de rocha metapelítica em corte de
estrada da BA-122 no ponto TS-73 de coordenadas UTM:
8365583mN e 751402mE.
Microscopicamente, estas rochas compostas por minerais metamórficos em
quantidades variáveis como biotita (15-75%) quartzo (6-40%), mica branca (0-45%), granada
(0-14%),
estaurolita
(0-3%)
e
plagioclásio
(0-2%),
possuindo
também
minerais
metassomáticos tais quais os minerais opacos (0-5%) e turmalina (0-5%). A composição
modal das amostras encontra-se discriminada na tabela 4.4.
Tabela 4.4 - Composição modal dos metapelitos menos modificados.
Qtz-Quartzo, Bt-Biotita, Mo-Minerais Opacos, Mb-Mica Branca, Grt-Granada, Turm-Turmalina, Pl-Plagioclásio,
St-Estaurolita.
Complexo
Unidade
mapeada
SMVU
Metapelitos
SMVU
Metapelitos
SMVU
Metapelitos
SMVU
Metapelitos
SMVU
Metapelitos
Subunidade
Menos
modificados
Menos
modificados
Menos
modificados
Menos
modificados
Menos
modificados
Amostra
Qtz
Bt
Mo
Mb
Grt
Turm
Pl
St
BM0034092
17%
65%
5%
─
10%
─
─
─
BM0034095
6%
75%
─
─
14%
1%
─
─
BSF-1034
30%
15%
2%
45%
─
2%
─
─
BSF-972
40%
35%
─
25%
─
─
─
─
BM0014014
35%
31%
9%
1%
10%
5%
2%
3%
Nos metapelitos é possível observar a existência da microestrutura inequigranular,
lepidoblástica, granoblástica granular e decussada, milonítica, porfiroblástica, podendo
apresentar o desenvolvimento de feições incipientes que remetem às feições do tipo “snowball” e poiquiloblástica. A microestrutura lepidoblástica é assinalada pela orientação das
lamelas de biotita e mica branca. A microestrutura granoblástica granular é assinalada pelos
aglomerados de quartzo e plagioclásio, enquanto a decussada é representada pelos grãos de
turmalina e estaurolita sem orientação preferencial. A microestrutura porfiroblástica é
assinalada pela presença de blastos de granada que se sobressam na matriz mais fina que
constitui a rocha. As feições do tipo „snow-ball‟ são geradas por uma incipiente rotação de
73
alguns grãos de granada, sugerindo uma cristalização sin-tectônica. A microestrutura
poiquiloblástica está assinalada pelas inclusões de biotita, minerais opacos e quartzo em
granada.
Na micro-escala, assim como na meso-escala, estas rochas podem apresentar uma
foliação incipiente a muito bem desenvolvida, contínua, anastomosada a paralela, assinalada
pelo alinhamento preferencial das lamelas de biotita e mica branca. Algumas vezes pode-se
observar a formação de zonas restritas de metassomatismo férrico que configuram veios de
óxido de ferro/sulfetos e ocorrem ao longo dos planos de foliação da rocha.
A biotita apresenta pleocroísmo variando entre castanho claro e castanho escuro,
subidioblástica a xenoblástica, lamelar e com granulometria entre 0,04 e 1,2 mm. Ocorre
fortemente orientada, assinalando a microestrutura lepidoblástica que, muitas vezes, contorna
os porfiroblastos de granada. Apresenta deformação interna, assinalada por uma extinção
ondulante moderada, sugerindo uma formação sin-tectônica para este mineral. O contato
biotita-biotita varia entre retilíneo a curvilíneo. Com o quartzo, minerais opacos, estaurolita,
mica branca, turmalina e granada os contatos são predominantemente curvilíneos, podendo
ser, também, embaiados/interlobados. As lamelas de biotita podem ocorrer sob a forma de
inclusão nos grãos de granada. Veios de minerais opacos, preenchendo fraturas
preferencialmente paralelas ao plano de clivagem da biotita e à foliação também são
observados (Fotomicrografia 4.9).
O quartzo ocorre subidioblástico a xenoblástico; granular a fracamente alongado e
com granulometria entre 0,03 e 0,9 mm. É um mineral sin-tectônico, deformado internamente
com extinção ondulante moderada a alta. O contato quartzo-quartzo, assim como com a
biotita, granada, mica branca, turmalina, estaurolita e minerais opacos são curvilíneos a
lobados/embaiados. Este mineral pode ocorrer sob forma de inclusões nos grãos de granada,
sem orientação preferencial, originando a microestrura poiquiloblástica em peneira. Por vezes
estas inclusões, podem ser sigmoidais originando feições do tipo “snow-ball”. Este mineral
ocorre em agregados na matriz da rocha, configurando níveis mais ricos em quartzo que são
paralelos aos níveis ricos em biotita, configurando um bandamento composicional
(Fotomicrografia 4.10).
A mica branca apresenta-se subidioblástica a xenoblástica, lamelar a esqueletiforme,
com granulometria entre 0,02 e 0,6 mm. Apresenta-se preferencialmente orientada,
assinalanda a microestrutura lepidoblástica juntamente com a biotita (Fotomicrografia 4.11).
Sua deformação interna é assinalada por uma extinção ondulante fraca a moderada, sugerindo
uma formação sin-tectônica para este mineral. Os contatos podem ser curvilíneos com
74
quartzo, turmalina e biotita. Pode, também, ocorrer como resultado de alteração de grãos de
plagioclásio.
Fotomicrografia 4.9 - Lamelas de biotita com veios de
minerais opacos preenchendo fraturas e ao longo dos seus
planos de clivagem. Bt-Biotita, Op-Minerais Opacos. Foto com
polarizadores descruzados. Amostra BM0034892, furo
URN0017 – BAMIN.
Fotomicrografia 4.10 - Níveis ricos em quartzo que, por
vezes se alternam aos níveis de biotita formando uma espécie
de bandamento composicional. Foto com polarizadores
descruzados. Amostra BM0034892, furo URN0017 –
BAMIN.
Fotomicrografia 4.11 - Microestrutura lepidoblástica em
rocha metapelítica assinalada pela orientação preferencial de
lamelas de biotita e mica branca. Bt-Biotita, Mb-Mica Branca,
Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores cruzados. Amostra BSF1034 (8355423mN e 746229mE).
A granada apresenta-se fracamente rosada, subidioblástica a xenoblástica, podendo ser
quase idioblástica. Ocorre granular, com granulometria entre 0,4 e 7,4 mm. Nas lâminas podese observar a presença de granadas inter, sin e tardi-tectônicas à foliação dos metapelitos.
Quando intertectônica, a granada se apresenta contornada pela foliação assinalada pelas
lamelas de biotita (Fotomicrografia 4.12). Quando sin-tectônica, este mineral apresenta o
desenvolvimento de feições incipientes que remetem às feições do tipo “snow-ball”, onde a
granada rotaciona acompanhando o desenvolvimento da foliação da rocha (Fotomicrografia
75
4.13). Quando tardi-tectônica, apresenta faces mais bem formadas, além de possuir bordas
que ocorrem sobrescritas às lamelas de biotita e grãos de quartzo (Fotomicrografia 4.14). Os
contatos podem variar entre retilíneos a curvilíneos e lobados/embaiados com a biotita,
quartzo e minerais opacos. Pode-se observar a presença de inclusões de biotita, quartzo e
minerais opacos, muitas vezes, sem orientação preferencial. Além disso, a granada apresentase cortada por uma série de veios/microveios de minerais opacos que preenchem fraturas
existentes neste mineral (Fotomicrografia 4.15). Estas fraturas podem ser paralelas e/ou
oblíquas a perpendiculares à foliação dos metapelitos.
Fotomicrografia 4.12 - Granada intertectônica contornada
pela foliação originada pelas lamelas de biotita originando as
chamadas "sombras de pressão". Em amarelo, traço da direção
aproximada das lamelas de biotita que contornam o grão de
granada. Bt-Biotita, Grt-Granada. Foto com polarizadores
descruzados. Amostra BM0034892, furo URN0017 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.13 - Granada sin-tectônica com
desenvolvimento de feição que remete a um "snow-ball"
incipiente. Em amarelo, traço do giro estimado para o grão
de granada. Bt-Biotita, Grt-Granada, Qtz-Quartzo. Foto com
polarizadores descruzados. Amostra BM0034892, furo
URN0017 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.14 - Granada tardi-tectônica com faces
mais bem formadas e formato aproximado hexagonal. Foto
com polarizadores descruzados. Bt-Biotita. Amostra
BM0034895, furo URN0017 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.15 - Granada cortada por veios de
minerais opacos que preenchem fraturas perpendiculares e
paralelas à foliação. Bt-Biotita, Op-Minerais Opacos. Foto
com polarizadodes descruzados. Amostra BM0034892, furo
URN0017 – BAMIN.
76
Os estudos microquímicos realizados em dois grãos de granada que constituem
amostra BM0034892, revelaram pequenas variações nos teores de piropo, almandina,
espessartita e grossulária (Tabelas 4.5 A e B). Como pode ser observado na figura 4.3, estas
granadas são predominantemente almandina, possuindo composição rica em ferro, típico das
granadas que constituem rochas metapelíticas.
Tabela 4.5 - Resumo dos dados microquímicos obtidos para grãos de granada nas rochas metapelíticas. (A) Composição
encontrada para a granada do Campo III. (B) Composição da granada no campo IV.
Figura 4.3 - Gráfico de variação composicional paras a granadas encontradas nos metapelitos com predominância de
Almandina, rica em ferro.
77
Os minerais opacos ocorrem xenoblásticos, esqueletiformes a alongados, com
granulometria variando entre 0,05 e 0,6 mm. Constituem minerais sin a tardi-tectônicos, visto
a presença de minerais opacos configurando veios e preenchendo fraturas ao longo do plano
de foliação e existentes nos grãos de granada e lamelas de biotita (Fotomicrografias 4.16 e
4.17). Seus contatos variam entre retilíneos, curvos e embaiados com a granada, biotita,
quartzo e mica branca.
A turmalina apresenta-se pleocroica; variando entre o verde claro e verde escuro,
prismática, subédrica a anédrica com granulometria inferior a 0,2 mm. Este mineral não
apresenta orientação preferencial e sua deformação interna é assinalada por uma fraca
extinção ondulante. Essas propriedades sugerem para este mineral um crescimento tarditectônico. Seus contatos variam entre retilíneos a curvilíneos com biotita, mica branca,
estaurolita e quartzo. A turmalina ocorre isolada na matriz associando-se ao quartzo, biotita e
mica branca (Fotomicrografia 4.18 A e B).
Fotomicrografia 4.16 – Veio de minerais opacos
preenchendo fraturas paralelas à clivagem das lamelas de
biotita. Bt-Biotita, Op-Minerais Opacos. Foto com
polarizadores descruzados. Amostra BM0014014, furo
URN001 – BAMIN.
Fotomicrografia 4.17 – Veio de minerais opacos
preenchendo fraturas paralelas à foliação, em associação
com níveis mais quartzosos. Bt-Biotita, Grt-Granada, OpMinerais Opacos, Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores
descruzados. Amostra BM0034892, furo URN0017 –
BAMIN.
A estaurolita possui pleocroísmo variando entre o amarelo claro e o amarelo escuro.
Ocorre romboédrica, subidioblástica, com granulometria variando entre 0,3 e 0,5 mm.
Posiciona-se com o eixo maior de crescimento subparalelo à foliação da rocha. Seus contatos
variam entre curvilíneos a retilíneos com o quartzo, biotita e turmalina. Não apresenta
extinção ondulante; possuindo extinção normal e contínua. Ocorre isolada na matriz, como
porfiroblastos (Fotomicrografia 4.18 A e B).
O plagioclásio é tabular a granular com bordas curvilíneas e interlobadas, apresenta-se
subidioblástico a xenoblástico, com granulometria variando entre 0,1 e 0,5 mm. Não
78
apresenta orientação preferencial, sua deformação interna é assinalada por uma extinção
ondulante fraca. Seus contatos variam entre retilíneos a curvilíneos e embaiados com o
quartzo, biotita e granada (Fotomicrografia 4.19). Ocorre isolado na matriz, associando-se ao
quartzo e biotita. Apresenta geminação polissintética do tipo albita, com teor de anortita
determinado pelo método de Michel-Levy (KERR, 1959) em torno de 40%, sendo, portanto,
uma andesina. Comumente pode-se observar o desenvolvimento de mica branca,
representando sua alteração.
Fotomicrografia 4.18 - Grão de estaurolita associado ao quartzo, biotita e turmalina, sem orientação preferencial em rocha
metapelítica. A - Com polarizadores descruzados. B - Com polarizadores cruzados. Bt-Biotita, Op-Minerais Opacos, StEstaurolita, Turm-Turmalina. Amostra BM0014014, furo URN001 – BAMIN.
Fotomicrografia 4.19 - Grãos de plagioclásio com bordas interlobadas e
fracamente alterados para mica branca, em associação ao quartzo e biotita.
Bt-Biotita, Pl-Plagioclásio, Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores
cruzados. Amostra BM0014014, furo URN001 – BAMIN.
79
4.2.3. Formações Ferríferas
As formações ferríferas/itabiritos ocupam, majoritariamente, a zona central da SMVU,
perfazendo cerca de 15% da área exposta dessa sequência (Figura 4.1). Este litotipo aparece
como corpos boudinados e constituem as maiores altitudes observadas na SMVU. As
melhores exposições dessas rochas podem ser encontradas ao longo dos cortes de estrada e
nos topos dos morros que constituem a serra de Urandi (Fotografia 4.6). Estas rochas
apresentam-se fraca a moderadamente intemperizadas.
Os solos gerados pelas formações ferríferas apresentam coloração avermelhada a
alaranjada. Estas rochas possuem coloração cinza escuro, são fracas a fortemente magnéticas.
São rochas compactas a semi-compactas, com granulometria variando de fina a média. São
compostas por quantidades variáveis de quartzo e óxido de ferro, além de grãos de anfibólio.
Apresentam bandamento composicional assinalado pela alternância de níveis ricos em quartzo
e níveis ricos em óxido de ferro, podendo conter grunerita (Fotografia 4.7). Este bandamento
composicional pode apresentar diversas escalas, variando entre microbandamentos (>1,0mm)
e mesobandamentos (1-3mm), que podem ser contínuos, na escala de afloramento, ou
descontínuos. Muitas vezes observa-se a presença de porfiroblastos de anfibólio de coloração
verde.
Fotografia 4.6 - Afloramento de itabirito em corte existente na
Serra de Urandi. Ponto TS-01 de coordenada UTM:
8366785mN e 750150mE.
Fotografia 4.7 - Mesobandamentos existentes na rocha
itabirítica, alternando domínios ricos em quartzo com
domínios ricos em óxido de ferro. Ponto BSF-954 de
coordenada UTM: 8363194mN e 747919mE
Estas rochas encontram-se milonitizadas em graus variáveis, formando uma
xistosidade contínua e paralela ao bandamento composicional. Esta xistosidade é assinalada
pela orientação preferencial do quartzo, da hematita e, quando presente, do anfibólio e, por
80
vezes, turmalina. Internamente à foliação observam-se boudins (Fotografia 4.8) e dobras
intrafoliais. A foliação e o bandamento composicional estão dobrados em diferentes escalas,
configurando dobras parasíticas em M/W, S e Z (Fotografia 4.9). Uma série de falhas reversas
e normais, assim como fraturas, muitas vezes preenchidas por veios de quartzo podem ser
observadas.
Fotografia 4.8 - Boudins e boudins rompidos em amostra de rocha
itabirítica da SMVU. Furo de sondagem - BAMIN.
Fotografia 4.9 - Dobras assimétricas e parasíticas,
indicadas pela seta, em amostra de rocha itabirítica da
SMVU. Furo de sondagem – BAMIN
Microscopicamente observou-se que estas rochas apresentam uma mineralogia
metamórfica composta por minerais opacos (40-50%), quartzo (37-49%) e gruneritacummingtonita (3-12%) e uma mineralogia metassomática composta por anfibólio
metassomático (0-8%), turmalina (0-2%), plagioclásio (0-2%), microclina (0-2%) e apatita (02%). A composição modal das amostras estudadas encontra-se discriminada na tabela 4.6.
Tabela 4.6 - Composição modal das formações ferríferas/itabiritos menos modificados.
Kfs-K-feldspato/microclina, Pl-Plagioclásio, Qtz-Quartzo, Gru-Grunerita-cummingotnita, Mo-Minerais Opacos
(Hem-Hematita), Anf-Anfibólio metassomático, Ap-Apatita, Turm-Turmalina.
Complexo
SMVU
SMVU
SMVU
SMVU
Unidade
mapeada
Formação
Ferrífera
Formação
Ferrífera
Formação
Ferrífera
Formação
Ferrífera
Subunidade
Menos
modificada
Menos
modificada
Menos
modificada
Menos
modificada
Amostra
Kfs
Pl
Qtz
Gru
Mo
(Hem)
Anf
Ap
Turm
BM0034884
─
2%
42%
4%
50%
─
1%
1%
BM0034885
2%
─
37%
12%
40%
8%
─
1%
BM0014005
─
─
49%
3%
47%
─
1%
─
BM0014006
─
─
49%
3%
45%
─
2%
2%
São rochas anisotrópicas, com microestrutura granoblástica granular a poligonal,
nematoblástica, decussada, poiquiloblástica e, subordinadamente, porfiroblástica. A
microestrutura granoblástica granular é assinalada pelos aglomerados predominantemente de
quartzo, com rara presença de plagioclásio e microclina. A microestrutura granoblástica
poligonal é assinalada pelos grãos recristalizados de minerais opacos que apresentam “junções
tríplices” aproximadamente retilíneas. A microestrutura nematoblástica é assinalada pela
81
presença de grãos de grunerita-cummingtonita e raros grãos de anfibólio metassomático que
ocorrem alinhados à foliação destas rochas. Esta microestrutura pode ser raramente assinalada
por grãos de turmalina. A microestrutura decussada é assinala pela presença de anfibólio
metassomático e turmalina sem orientação preferencial. A microestrutura poiquiloblástica é
revelada pelas inclusões de apatita e turmalina em quartzo, além das inclusões de minerais
opacos e quartzo no anfibólio metassomático. A microestrutura porfiroblástica pode aparecer
assinalada pela presença de blastos de anfibólio metassomático que podem ocorrer com o eixo
maior alinhado à foliação, bem como truncando-na. Observa-se feições de embaiamento entre
grãos de quartzo e minerais opacos, originando “ilhas” de quartzo imersas em óxido de ferro e
vice-versa (Fotomicrografia 4.20).
A rocha apresenta bandamento composicional, alternando níveis mais ricos em
quartzo com níveis mais ricos em minerais opacos. Nos domínios ricos em quartzo também,
estão presentes minerais opacos, anfibólio metassomático, apatita, turmalina, microclina,
plagioclásio e grunerita-cummingtonita, em menor quantidade. Por sua vez, nos domínios
ricos em minerais opacos (>80%), observa-se, também, a presença de quartzo, gruneritacurrmingtonita, em maior quantidade quando comparado ao nível quartzoso, anfibólio
metassomático, apatita, turmalina, plagioclásio e microclina, em menores quantidades quando
comparados aos domínios ricos em quartzo.
Nessas rochas é comum presença de veios de minerais opacos que cortam os grãos de
grunerita-cummingtonita e anfibólio metassomático, bem como estruturam stockworks
(Fotomicrografia 4.21) que envolvem grãos de quartzo e grunerita-cummingtonita.
Os minerais opacos são esqueletiformes, granulares, alongados, podendo apresentar
seções retangulares ou quadradas. A partir do estudo das seções delgado-polidas deste grupo
de rochas foi possível observar que o mineral constituinte dos itabiritos é a hematita
(Fotomicrografia 4.22). Esta se apresenta praticamente equigranular, subidioblástica a
xenoblástica, com granulometria entre 0,03 a 0,4 mm. Este mineral possui coloração cinza
claro e se apresenta anisotrópico e com pleocroísmo variando entre cinza claro e cinza escuro.
Possui reflectância baixa/moderada e o contato hematita-hematita varia entre retilíneo,
curvilíneo a interlobado. Com o quartzo, grunerita-cummingtonita, anfibólio metassomático,
micrcoclina, plagioclásio, turmalina e apatita os contatos variam entre curvilíneos a lobados e
embaiados. A hematita constitui um mineral sin-tectônico e é possível observar feições de
recristalização (Fotomicrografia 4.23), a partir do desenvolvimento de bordas mais retilíneas
que formam “junções tríplices”. Além disso, feições de embaiamento que findam com a
82
formação de “ilhas” de quartzo, bem como a presença de hematita inclusa em grãos de
quartzo também são observadas.
Fotomicrografia 4.20 - Feição de embaiamento entre hematita
e quartzo, originando "ilhas" de quartzo imersas em massas
hematítitcas. Hem-Hematita, Qtz-Quartzo. Foto com
polarizadores descruzados. Amostra BM0034884, furo
URN0017 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.21 - Veios de hematita formando feições
do tipo stockwork, envolvendo grãos de quartzo. HemHematita, Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores descruzados.
Amostra BM0034885, furo URN0017 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.22 - Visão geral da lâmina itabirítica,
demonstrando sua composição apenas por hematita e quartzo.
Hem-Hematita. Foto em luz refletida, com polarizadores
cruzados. Amostra BM0034884, furo URN0017 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.23 - Detalhe dos grãos de hematita
recristalizados e poligonizados, por vezes formando "junções
tríplices", destacadas em vermelho. Hem-Hematita, QtzQuartzo. Foto em luz refletida, com polarizadores cruzados.
Amostra BM0014005, furo URN001 - BAMIN.
O quartzo é granular, ameboide e esqueletiforme; subidioblástico e xenoblástico, com
tamanho variando entre 0,05 a 2,1 mm. Essse mineral foi recristalizado sintectonicamente
durante o metamorfismo e deformação das rochas que constituem a SMVU. O contato
quartzo-quartzo, assim
como
com
a hematita,
grunerita-cummingtonita,
anfibólio
metassomático, apatita, turmalina, microclina e plagioclásio varia entre curvilíneo, lobado e
embaiado. Com a apatita e turmalina, em especial, o contato pode ser retilíneo. Apresenta
extinção ondulante moderada a alta e observou-se a presença de subgrãos e novos grãos
83
poligonais. Inclusões de apatita, turmalina e grunerita-cumingtonita alinhadas no sentido da
foliação da rocha (Fotomicrografia 4.24), ou sem orientação preferencial são observadas.
Além disso, o quartzo pode ocorrer incluso em porfiroblastos de anfibólio metassomático.
A grunerita-cummingtonita é incolor, subidioblástica a xenoblástica, tabular e
prismática, com granulometria variando entre 0,05 e 1,3 mm. É um mineral sin-tectônico que
ocorre orientado segundo a foliação da rocha. Apresenta extinção ondulante moderada e por
vezes é possível observar a presença de geminação polissintética. Pode ocorrer em agregados
ou isolados na matriz da rocha, bem como sob a forma de inclusão nos grãos de quartzo. Os
contatos apresentam-se curvos, lobados e embaiados com quartzo e hematita e, por vezes,
com o anfibólio metassomático. Com a hematita, em especial, o contato pode chegar a ser
esqueletiforme. Este mineral pode, muitas vezes, ser cortado por finos veios de hematita que
dividem a grunerita-cummingtonita em regiões distintas (Fotomicrografia 4.25).
Fotomicrografia 4.24 - Grãos de quartzo com inclusões de
turmalina com orientação preferencial segundo à foliação da
rocha. Hem-Hematita, Qtz-Quartzo, Turm-Turmalina. Foto
com polarizadores cruzados. Amosta BM0034884, furo
URN0017 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.25 - Grão de grunerita cortado por veios
de hematita, separando este mineral em diversas partes. GruGrunerita-cummingtonita. Hem-Hematita. Foto com
polarizadores descruzados. Amostra BM0034885, furo
URN0017 - BAMIN.
O anfibólio metassomático forma porfiroblastos que apresentam pleocroísmo variando
entre verde pálido e verde azulado; é subidioblástico a xenoblástico, prismático e tabular. A
granulometria varia entre 1,4 a 4,0 mm. É um mineral sin a tardi-tectônico à foliação da
rocha, pois ora trunca essa estrutura, ora ocorre alinhado à mesma (Fotomicrografia 4.26). Os
contatos são curvos a lobados/embaiados com o quartzo, hematita e algumas vezes a
grunerita-cummingtonita. Esse mineral apresenta extinção ondulante moderada e contínua,
podendo possuir inclusões de quartzo e hematita sem orientação orientação preferencial.
Veios de hematita ocorrem preenchendo fraturas controladas pela clivagem deste mineral.
A turmalina (Fotomicrografia 4.24) apresenta pleocroísmo variando entre tons de
verde, é prismática e subédrica. A granulometria desse mineral é inferior a 0,1 mm.
84
Possivelmente é um mineral sin a tardi-tectônico; pois ora se apresenta fracamente orientado
no sentido da foliação, ora apresenta-se decussada. Ocorre inclusa nos grãos de quartzo ou na
matriz da rocha e os contatos são retilíneos a curvos com quartzo e hematita.
O plagioclásio (Fotomicrografia 4.27) ocorre granular com bordas interlobadas;
xenoblástico e com granulometria variando entre 0,05 a 0,1 mm. É um mineral sin-tectônico à
foliação da rocha e ocorre preferencialmente nos domínios ricos em hematita, comumente no
limite entre o domínio hematítico e o domínio rico em quartzo. Não apresenta orientação
preferencial e sua extinção ondulante é fraca. Os contatos são curvos a embaiados com o
quartzo e hematita. Este mineral apresenta geminação albita. Utilizando-se o método de
Michel-Levy (KERR, 1959), pôde-se estimar o teor de anortita em torno de 52%; sendo,
portanto, uma labradorita.
Fotomicrografia 4.26 - Porfiroblasto de anfibólio
metassomático truncando a foliação da formação ferrífera
itabirítica.
Anf-Anfibólio.
Foto
com
polarizadores
descruzados. Amostra BM0034885, furo URN0017 –
BAMIN.
Fotomicrografia 4.27 - Grão de plagioclásio com geminação
albita em meio ao domínio rico em hematita. Pl-Plagioclásio.
Foto com polarizadores cruzados. Amostra BM0034884, furo
URN0017 - BAMIN.
A microclina é granular com bordas interlobadas (Fotomicrografia 4.28),
subidioblástica a xenoblástica, com granulometria é inferior a 0,1 mm. É um mineral sintectônico à foliação da rocha, entretanto não apresenta orientação preferencial. Seus contatos
são levemente retilíneos a curvilíneos com o quartzo e hematita. Apresenta fraca extinção
ondulante e observa-se a presença da geminação albita-periclina.
A apatita é incolor, prismática, subédrica, com granulometria inferior a 0,1 mm. Este
mineral é tardi-tectônico, não apresentando orientação preferencial e possuindo fraca extinção
ondulante. Comumente encontra-se inclusa nos grãos de quartzo (Fotomicrografia 4.29),
podendo ocorrer isolada na matriz da rocha, na interface entre estes minerais. Os contatos são
retilíneos a curvos com quartzo e hematita.
85
Fotomicrografia 4.28 – Grão de microclina com geminação
albita-periclina em nível rico em hematita na rocha itabirítica.
Hem-Hematita, Mc-Microclina, Qtz-Quartzo. Foto com
polariadores cruzados. Amosta BM0034885, furo URN0017 BAMIN.
Fotomicrografia 4.29 - Grão de apatita inclusa em grãos de
quartzo no nível mais rico neste mineral em rocha itabirítica
Ap-Apatita, Gru-Grunerita-cummingtonita, Op-Minerais
Opacos, Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores cruzados.
Amostra BM0014006, furo URN001 - BAMIN.
4.2.4. Granitoides a Metagranitoides
Na SMVU, os granitoides constituem corpos tabulares a stocks intrusivos e com
dimensões variadas, desde centimétrica a métrica. As melhores exposições desses granitoides
foram encontradas nos furos de sonda descritos. Além disso, na BA-122, que liga Urandi a
Espinosa, pode ser observado um afloramento de uma cascalheira onde é possível verificar as
relações intrusivas do granitoide Santa Isabel com os itabiritos (Fotografia 4.10). Pelas
relações texturais e de campo, sugere-se que esses corpos tratam-se de apófises de um corpo
principal que aflora tanto a NW quanto a SE da área mapeada e que possam estar relacionados
tanto com o granitoide do Santa Isabel quanto com o BMSGU (Figura 4.1).
Estes corpos, em geral, ocorrem fraca a moderadamente alterados pelo intemperismo.
Os solos originados desses litotipos apresentam coloração bege a fracamente alanranjado.
Estas rochas apresentam coloração cinza claro, com granulometria fanerítica fina a média.
Estes granitoides se apresentam fraca a fortemente foliados e milonitizados (Fotografia 4.11).
Algumas rochas possuem foliação milonítica que varia de incipiente e descontínua até
contínua, assinalada pela orientação preferencial da biotita. Alguns granitoides podem
também se apresentar isotrópicos, sem orientação preferencial, sugerindo contato intrusivo
com as unidades desta sequência.
86
Fotografia 4.10 - Granitoide intrusivo na formação
ferrífera da SMVU. Ponto TS-01 de coordenada
UTM: 8366785mN e 750150mE
Fotografia
4.11
Granitoide fortemente
milonitizado em corte de estrada na BA-122. Ponto
TS-73 de coordenada UTM: 8365583mN e
751402mE.
Durante o estudo petrográfico foi observado que os granitoides foram deformados e
hidrotermalizados heterogeneamente. Algumas amostras sugerem que estas rochas foram
menos afetadas pela deformação e alteração hidrotermal, preservando feições primárias do
protólito. Outras revelaram uma fraca alteração hidrotermal, revelada pela formação de mica
branca, bem como por um restrito metassomatismo férrico e potassificação, assinalada pela
formação de biotita em fraturas.
Ao microscópio, pode-se verificar que estas rochas são compostas principalmente por
microclina (24-45%), quartzo (21-32%), plagioclásio (10-29%), biotita (6-20%), mica branca
(0-14%), minerais opacos (0-6%) e apatita (0-1%), sugerindo tratar-se de granitos e
sienogranitos. A composição modal das amostras encontra-se na tabela 4.7.
Tabela 4.7 - Composição modal dos granitoides menos modificados.
Kfs-K-feldspato/microclina, Pl-Plagioclásio, Qtz-Quartzo, Bt-Biotita, Mo-Minerais Opacos, Mb-Mica Branca, Ap-Apatita.
Unidade
mapeada
Granitoides
Granitoides
Granitoides
Granitoides
Granitoides
Subunidade
Menos
Modificados
Menos
Modificados
Menos
Modificados
Menos
Modificados
Menos
Modificados
Lamina
Kfs
Pl
Qtz
Bt
Mo
Mb
Ap
Nome da Rocha (QAP)
BM0034893
24%
29%
22%
18%
6%
─
1%
Granito
BM0034894
25%
28%
21%
20%
5%
─
1%
Granito
BM0014017
40%
20%
25%
8%
─
6%
1%
Sienogranito
BM0014026
45%
10%
22%
6%
3%
14%
─
Sienogranito
BSF-1197
29%
25%
32%
10%
─
4%
─
Granito
(STRECKEISEN, 1976)
Este grupo pode se apresentar equigranular a inequigranular, holocristalina, fanerítica
fina a média, com microestrutura poiquilítica, mimerquítica e isotrópico a fracamente
anisotrópico. A microestrutura poiquilítica é assinalada pelas inclusões de apatita, mica
87
branca e biotita em quartzo. Quando fracamente anisotrópica podem apresentar as
microestruturas deformacionais lepidoblástica, assinalada pela incipiente orientação
preferencial de lamelas de biotita e mica branca; microestrutura granoblastica granular, por
vezes poligonal, assinalada pelos aglomerados de quartzo, plagioclásio e microclina.
Apresentam, também, microestrutura poiquiloblástica assinalada pelas inclusões de biotita e
mica branca em microclina.
A microclina é subioblástica a xenoblástica, irregular, tabular a granular poligonal,
com bordas curvilíneas e granulometria variando entre 0,04 e 3,0 mm. O contato microclinamicroclina varia entre retilíneo a curvilíneo. Com quartzo, minerais opacos e plagioclásio seus
contatos variam entre retos, curvos e lobados. Já com a biotita e mica branca o contato varia
entre ameboide e esqueletiforme. É um mineral pré-tectônico, recristalizado sintctonicamente.
Não apresenta orientação preferencial e possui extinção contínua a fracamente ondulante,
revelando sua deformação interna. Encontra-se sericitizado em suas fraturas, onde também há
o preenchimento por biotita (Fotomicrografia 4.30). O contato ameboide com estes minerais
pode sugerir alguma reação metamórfica entre a microclina, rica em potássio, e um fluido rico
em ferro. Apresenta preservação da geminação albita-periclina, com formação de uma fraca
macla deformacional pontiaguda, quando fracamente anisotrópica.
O quartzo ocorre xenoblástico; granular poligonal e interlobado, com granulometria
variando entre 0,05 e 2,6 mm. Seus contatos variam entre retilíneos a curvilíneos/lobados
microclina, biotita, mica branca, apatita, minerais opacos e plagioclásio. Em parte é um
mineral pré-tectônico recristalizado sintectonicamente e não apresenta orientação preferencial.
Entretanto, considerando a reação metamórfica para formação da mica branca, sugere-se que
uma parte do quartzo que constitui essas rochas possa ser associado com alteração
hidrotermal, desenvolvendo-se sintectonicamente à formação da foliação. A deformação
interna deste mineral é assinalada por uma fraca extinção ondulante. Comumente apresenta
inclusões de apatita, biotita e mica branca. Os grãos de quartzo podem ocorrer em
aglomerados na matriz da rocha, muitas vezes intersticial ocupando espaços entre grãos de
plagioclásio e microclina. Pode-se, também, encontrar este mineral associado com a
microestrutura mimerquítica (Fotomicrografia 4.31), sugerindo uma origem ígnea.
O plagioclásio apresenta-se subidioblástico a xenoblástico, granular poligonal a curvo,
com granulometria variando entre 0,04 e 2,0 mm. Os contatos variam entre retilíneos e
curvilíneos com microclina, quartzo, biotita e embaiado com minerais opacos e mica branca.
É um mineral ígneo recristalizado sintectonicamente e não apresenta orientação preferencial.
Apresenta extinção contínua a fracamente ondulante. Comumente, este mineral possui
88
geminação albita e é pouco alterado hidrotermalmente. Entretanto, pode ocorrer fortemente
saussuritizado (Fotomicrografia 4.32). O teor de anortita neste mineral, determinado pelo
método de Michel-Levy (KERR, 1959), variou entre 30-45%, sugerindo tratar-se de
oligoclásio e andesina.
Fotomicrografia 4.30 - Grão de microclina com formação de
mica branca e biotita em suas fraturas. Bt-Biotita, Mb-Mica
Branca, Mc-Microclina. Foto com polarizadores cruzados.
Amostra BM0014026, furo URN002 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.31 - Grão de microclina com presença
de mimerquita, sugerindo uma origem ígnea para o quartzo.
Bt-Biotita, Kfs-K-feldspato, Mb-Mica Branca. Foto com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014026, furo
URN002 - BAMIN.
A biotita apresenta pleocroísmo variando entre o castanho claro e o castanho escuro.
Ocorre subidioblástica, lamelar, com granulometria variando entre 0,05 e 1,3 mm. O contato
biotita-biotita, assim como desse mineral com quartzo, microclina, plagioclásio, minerais
opacos, anfibólio e mica branca são curvos, embaiados e, em raros casos, retilíneos.
Comumente este mineral não apresenta orientação preferencial e ocorre preenchendo fraturas
presente na microclina (Fotomicrografia 4.30) e nos interstícios dos grãos de quartzo,
plagioclásio e K-feldspato. Em alguns granitoides mais deformados, pode-se observar a
presença de lamelas de biotita fracamente orientadas, assinalando a microestrutura
lepidoblástica, além de apresentar fraca extinção ondulante. As lamelas de biotita podem
também ocorrer sob a forma de inclusão nos grãos de quartzo.
A mica branca ocorre subidioblástica a xenoblástica, lamelar, com granulometria
variando entre 0,04 e 1,2 mm. É um mineral hidrotermal, sin-tectônico e comumente ocorre
preenchendo fraturas e planos de clivagem da microclina ou nas bordas dos feldspatos,
sugerindo ser um produto de alteração destes minerais (Fotomicrografias 4.30, 4.32 e 4.33).
Os contatos podem variar entre retilíneos com as biotitas e microclina a curvos e embaiados
com quartzo, microclina e plagioclásio.
Os minerais opacos apresentam-se xenomórficos, podendo ser subidiomórficos.
Alguns ocorrem ameboides, enquanto outros são tabulares a granulares. A granulometria
89
destes minerais varia entre 0,05 e 0,4 mm. Os contatos são retilíneos, curvos, lobados e
embaiados com biotita, plagioclásio, quartzo e microclina. Estes minerais podem ocorrer tanto
na matriz da rocha quanto nos planos de fratura das lamelas de biotita.
Fotomicrografia 4.32 – Grão de plagioclásio fortemente
saussuritizado, pode-se observar, também, a formação de mica
branca a partir de grãos de microclina. Bt-Biotita, Mb-Mica
Branca, Mc-Microclina, Pl-Plagioclásio, Qtz-Quartzo. Foto
com polarizadores cruzados. Amostra BM0014017, furo
URN001 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.33 – Mica branca substituindo grão de
microclina, demonstrando uma reação de formação a partir
deste mineral. Bt-Biotita, Mb-Mica Branca, Mc-Microclina.
Foto com polarizadores cruzados. Amostra BM0014017,
furo URN001 - BAMIN.
A apatita ocorre prismática; subédrica e com granulometria inferior a 0,1 mm. Os
contatos são retilíneos a curvos com o quartzo, mineral no qual a apatita ocorre sob forma de
inclusões (Fotomicrografia 4.34), podendo ser curvilíneo com o quartzo e feldspatos quando a
apatita ocorre isolada na matriz da rocha.
Fotomicrografia 4.34 - Grão de apatita prismática inclusa em grão de
quartzo. Bt-Biotita, Mb-Mica Branca, Pl-Plagioclásio, Qtz-Quartzo. Foto com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014017, furo URN001 - BAMIN.
90
4.3. Caracterização da zona de alteração hidrotermal na SMVU
4.3.1. Rochas metamáficas / anfibolíticas
Macroscopicamente estas rochas apresentam coloração cinza esverdeado claro a cinza
escuro, com granulometria fina a média. A foliação é assinalada pela orientação preferencial
de grãos de anfibólio e palhetas de biotita. Estas rochas possuem feições de alteração
hidrotermal mais expressivas quando relacionadas ao grupo de rochas metamáficas anterior.
São rochas que possuem zonas de silicificação e expressivas zonas de metassomatismo
férrico, assinalada pela presença de veios de óxido de ferro que chegam a cortar toda a
amostra. Além disso, é possível observar uma potassificação incipiente, ausente no tipo
anterior, assinalada pela presença de lamelas de biotita que preenchem fraturas nos grãos de
anfibólio.
Ao microscópio, pode-se verificar que estas rochas possuiam mineralogia metamórfica
composta principalmente por anfibólio, plagioclásio e quartzo, tendo como mineralogia de
alteração hidrotermal minerais opacos, biotita, quartzo, mica branca e apatita. A composição
modal da amostra está discriminada na tabela 4.8.
Tabela 4.8 - Composição modal da rocha metamáfica moderadamente modificada.
Pl-Plagioclásio, Qtz-Quartzo, Bt-Biotita, Anf-Anfibólio, Mb-Mica Branca, Mo-Minerais Opacos, Ap-Apatita.
Complexo
Unidade
mapeada
Subunidade
Lamina
Pl
Qtz
Bt
Anf
Mb
Mo
Ap
SMVU
Metamáfica
Moderadamente
modificada
BM0014027
20%
3%
10%
35%
1% 30%
1%
Com relação às rochas menos modificadas, as rochas metamáficas/anfibolíticas
moderadamente modificadas apresentam crescentes quantidades de minerais opacos, menores
quantidades de plagioclásio e anfibólio, com surgimento de lamelas de biotita e mica branca.
Neste grupo de rocha, por vezes, pode-se verificar a presença da microestrutura
blastointergranular e o hábito tabular dos grãos de plagioclásio, caracterizando as feições
ígneas preservadas nessa rocha. Esta rocha apresenta-se, também, inequigranular, com
desenvolvimento das microestruturas nematoblástica, lepidoblástica, granoblástica granular
lobada e poligonal e poiquiloblástica. A microestrutura nematoblástica é assinalada pela
orientação preferencial dos grãos de anfibólio. A microestrutura lepidoblástica é assinalada
pela orientação das lamelas de biotita. A microestruturas granoblásticas granular poligonal e
lobada são assinalada pelos aglomerados de plagioclásio, quartzo e minerais opacos, com
contatos retos e curvos, respectivamente. A microestrutura poiquiloblástica é revelada pelas
91
inclusões de apatita e minerais opacos em anfibólio e minerais opacos em biotita. Além disso,
nessas rochas, observa-se a presença de microestrutura de reação, referente à transformação
do anfibólio em biotita.
A rocha apresenta uma foliação contínua e paralela marcada pelo alinhamento
preferencial dos grãos de anfibólio, biotita e minerais opacos. Em lâmina, pode-se observar a
presença de veios contendo óxido de ferro e sulfetos que preenchem fraturas posicionadas
paralela e/ou perpendicularmete à foliação (Fotomicrografia 4.35).
O anfibólio apresenta pleocroísmo variando entre o verde claro e verde oliva.
Apresenta-se subidioblástico a xenoblástico, prismático e tabular, com presença de grãos
quebrados e granulometria variando entre 0,06 e 1,0 mm. É um mineral sin-tectônico que
ocorre orientado preferencialmente, assinalando a foliação da rocha. Seus contatos variam de
retilíneos a lobados/embaiados com o plagioclásio, biotita, mica branca e quartzo. Com os
minerais opacos o contato é predominantemente ameboide, originando feições de
embaiamento (Fotomicrografia 4.36). Em muitos casos, pode-se observar a presença de
minerais opacos e biotita preenchendo fraturas no anfibólio (Fotomicrografia 4.35 e 4.37).
Sua deformação interna é assinalada pela extinção ondulante fraca a moderada. Em alguns
grãos pode-se observar inclusões de apatita. Assim como as rochas metamáficas menos
modificadas, estas rochas também apresentam como constitutintes do grupo dos anfibólios a
magnesiohornblenda e cummingtonita.
Fotomicrografia 4.35 - Anfibólios cortados por veios de
minerais
opacos
paralelos
e,
subordinadamente,
perpendiculares
à
clivagem
deste
mineral.
HblMagnesiohornblenda, Op-Minerais Opacos. Foto com
polarizadores descruzados. Amostra BM0014027, furo
URN002 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.36 - Feição de embaiamento originada
pelo intercrescimento de minerais opacos na rocha
anfibolítica, findando na formação de “ilhas” de anfibólio. A
seta em amarelo sinaliza um provável prisma de
cummingtonita. Hbl-Magnesiohornblenda, Op-Minerais
Opacos. Foto com polarizadores descruzados. Amostra
BM0014027, furo URN002 – BAMIN.
92
O plagioclásio ocorre tabular a granular poligonal com bordas curvilíneas; apresentase subidioblástico e xenoblástico, com granulometria variando entre 0,05 e 0,1 mm. É um
mineral pré-tectônico, recristalizado durante o processo de deformação e metamorfismo da
SMVU. O contato plagioclásio-plagioclásio é retilíneo a levemente curvilíneo, ao passo que
são curvilíneos, embaiados, podendo ser levemente retilíneos com os anfibólios, minerais
opacos, biotita e quartzo. A deformação interna desse mineral é marcada por uma extinção
ondulante fraca a moderada. Os grãos de plagioclásio são encontrados sob a forma de
agregados poligonais na matriz na rocha, associando-se aos grãos de anfibólio, biotita,
minerais opacos e quartzo. Em alguns grãos de plagioclásio foi possível identificar geminação
polissintética do tipo albita. Através do método de Michel-Levy (KERR, 1959), pôde-se
estimar o teor de anortita em torno de 48-52%; sendo, portanto, andesina e labradorita. Além
disso, observa-se ripas de plagioclásio configurando a microestrutura intergranular
(Fotomicrografia 4.38).
Fotomicrografia 4.37 - Lamela de biotita preenchendo fratura
existente no grãos de anfibólio, truncando este mineral. AnfAnfibólio, Bt-Biotita. Foto com polarizadores cruzados.
Amostra BM0014027, furo URN002 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.38 - Microestrutura intergranular em
rocha metamáfica, revelando também a preservação da
geminação polissintética do tipo albita em grão de
plagioclásio. Mo-Minerais Opacos, Pl-Plagioclásio. Foto
com polarizadores cruzados. Amostra BM0014027, furo
URN002 – BAMIN.
Os minerais opacos referem-se a grãos de magnetita, pirita e calcopirita. São
subidioblásticos a xenoblásticos, granulares a ameboides e, por vezes alongados. A
granulometria destes minerais varia entre 0,02 e 0,7 mm. Seus contatos variam entre retilíneos
a ameboides com anfibólios, plagioclásio, quartzo e biotita. São minerais sin a tardi-tectônicos
e ocorrem preenchendo fraturas que se posicionam paralelas à foliação milonítica da rocha ou
truncando esta estrutura. Além disso, podem ocorrer inclusos em grãos de anfibólio e biotita
Pode-se observar a presença de “ilhas” de anfibólio inclusas em minerais opacos, formando
93
feições de embaiamento (Fotomicrografia 4.36). Estas feições são sugestivas do
metassomatismo férrico que está impresso nestas rochas.
A biotita possui pleocroísmo variando entre o castanho claro e castanho escuro, ocorre
subiodioblástica a xenoblástica, lamelar e com granulometria entre 0,07 e 0,5mm. Os contatos
são retilíneos a curvilíneos e embaiados com anfibólios, plagioclásio, quartzo e minerais
opacos. É um mineral sin a tardi-tectônico à foliação da rocha, ora apresentando-se orientado
segundo a foliação, ora sem orientação preferencial da rocha. A biotita comumente ocorre
truncando grãos de anfibólio, em fraturas (Fotomicrografia 4.37) ou nas bordas deste mineral,
envolvendo-o (Fotomicrografia 4.39). Frequentemente pode-se observar a presença de
minerais opacos inclusos na biotita ou formando-se em suas bordas.
O quartzo ocorre xenoblástico, granular, com granulometria variando entre 0,05 e 0,1
mm. Ocorre na matriz da rocha e os contatos variam entre curvilíneos, lobados e embaiados
com plagioclásio, anfibólio e minerais opacos.
A mica branca ocorre subidioblástica a xenoblástica, lamelar, com granulometria
variando entre 0,04 e 0,5 mm. É um mineral hidrotermal, sin a tardi-tectônico e ocorre como
produto da alteração do plagioclásio. Os contatos podem variar entre retilíneos e curvos com
anfibólios (Fotomicrografia 4.40) e curvos e embaiados com quartzo e plagioclásio.
A apatita é incolor, ocorre tabular e prismática, subédrica a anédrica, apresentando
granulometria inferior a 0,1 mm. Sua presença está associado aos grãos de anfibólio, mineral
em que ocorre incluso, possuindo contatos retilíneos a curvos com este mineral.
Fotomicrografia 4.39 - Lamela de biotita englobando grãos de
anfibólio. Observa-se, também, a presença de minerais opacos
nas bordas da biotita. Anf-Anfibólio, Bt-Biotita. Foto com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014027, furo URN002 BAMIN.
Fotomicrografia 4.40 - Mica branca em contato com grão
de anfibólio. Este mineral é, possivelmente, produto da
alteração dos plagioclásios. Anf-Anfibólio, Mb-Mica
Branca. Foto com polarizadores cruzados. Amostra
BM0014027, furo URN002 - BAMIN.
94
4.3.2. Formações Ferríferas hidrotermalizadas
As formação ferríferas hidrotermalizadas possuem coloração cinza escuro, apresentam
mesobandamentos de quartzo e minerais opacos que comumente variam entre 0,5 e 1,5 mm.
Estes bandamentos são descontínuos e por vezes se apresentam boudinados e dobrados
(dobras intrafoliais, parasíticas e M/W, S e Z). Estas rochas apresentam granulometria fina a
média, são fortemente magnéticas, com bandamento composicional assinalado pela
alternância de domínios ricos em quartzo com domínios ricos em óxido de ferro, com
percentagem variável de outros minerais. Uma feição curiosa nessas rochas é a presença de
porfiroblastos de anfibólio, granada e biotita. Notou-se que estas rochas podem apresentar o
desenvolvimento de pequenas zonas de biotitização (Fotografia 4.12), acompanhadas pelo
desenvolvimento de zonas de silicificação. Foi possível observar, também, a presença de
falhas reversas e normais, além de fraturas que podem estar preenchidas com sulfetos (pirita
e/ou calcopirita) ou veios de quartzo (Fotografias 4.13 e 4.14).
Fotografia 4.12 - Zona de biotitização desenvolvida em rocha
itabirítica da zona de alteração hidrotermal. Amostra
BM0034888, furo URN0017 - BAMIN.
Fotografia 4.13 - Vênulas sulfetadas preenchendo
fraturas nas rochas itabiríticas da zona de alteração
hidrotermal. Furo de sondagem – BAMIN.
Fotografia 4.14 - Vênulas de sulfeto (pirita – Py e calcopirita - Cpy) oblíquas à trama deformacional em
amostra de itabirito hidrotermalizado. Furo de sondagem - BAMIN.
95
O estudo petrográfico permitiu estimar que estas rochas são compostas por uma
mineralogia metamórfica constituída basicamente por quartzo (18-38%) e gruneritacummingotnita (0-16%), e uma mineralogia metassomática/hidrotermal composta por
minerais opacos (21-50%), biotita (0-32%), plagioclásio (0-10%), anfibólio metassomático
(0-11%), epidoto (0-8%), microclina (0-8%), apatita (0-2%), carbonato (0-4%), turmalina (05%), granada (0-3%) e titanita (0-1%). A composição modal das amostras é estimada na
tabela 4.9.
Tabela 4.9 - Composição modal das amostras que compõem o grupo das formações ferríferas hidrotermalizadas.
Kfs-K-feldspato/microclina, Pl-Plagioclásio, Qtz-Quartzo, Bt-Biotita, Anf-Anfibólio Metassomático, Mo-Minerais Opacos,
Gru-Grunerita-cummingtonita, Grt-Granada, Ep-Epidoto, Ap-Apatita, Ttn-Titanita,Carb-Carbonato, Turm-Turmalina.
Complexo
SMVU
SMVU
SMVU
SMVU
SMVU
SMVU
SMVU
SMVU
SMVU
Unidade
mapeada
Formação
Ferrífera
Formação
Ferrífera
Formação
Ferrífera
Formação
Ferrífera
Formação
Ferrífera
Formação
Ferrífera
Formação
Ferrífera
Formação
Ferrífera
Formação
Ferrífera
Subunidade
Mais
modificada
Mais
modificada
Mais
modificada
Mais
modificada
Mais
modificada
Mais
modificada
Mais
modificada
Mais
modificada
Mais
modificada
Lamina
Kfs
Pl
Qtz
Bt
Anf
Mo
Gru
Grt
Ep
Ap
Ttn Carb Turm
BM0034886
4%
3%
31%
─
10%
38%
8%
─
─
2%
─
─
3%
BM0034887
2%
3%
30%
─
7%
47%
6%
─
2%
1%
1%
─
1%
BM0034888
8%
10
18%
32%
2%
28%
─
─
─
1%
─
─
─
BM0034889
3%
─
33%
─
4%
50%
4%
─
3%
2%
─
─
1%
BM0034890
1%
1%
30%
─
11%
38%
9%
─
8%
1%
─
1%
─
BM0043891
2%
3%
35%
3%
5%
45%
2%
─
─
1%
─
4%
─
BM0014007
─
─
38%
─
─
49%
12%
─
─
1%
─
─
─
BM0014012
─
─
28%
30%
─
38%
2%
3%
─
─
─
─
─
BM0014022
─
─
35%
─
15%
45%
4%
─
─
1%
─
─
─
Em comparação às rochas menos modificadas, este grupo de rochas apresenta maiores
quantidades de anfibólio metassomático, além da presença de biotita, epidoto, carbonato,
titanita e granada. São rochas inequigranulares, anisotrópicas, com microestrutura
granoblástica granular, nematoblástica, lepidoblástica, por vezes decussada, porfiroblástica,
poiquiloblástica, porfiroclástica, milonítica e núcleo-manto. A microestrutura granoblástica
granular é assinalada pelos aglomerados predominantemente de quartzo, plagioclásio,
microclina, epidoto e minerais opacos. A microestrutura nematoblástica é assinalada pela
orientação preferencial de grãos de grunerita-cummingtonita e anfibólio metassomático. A
microestrutura lepidoblástica é assinalada pela presença de lamelas de biotita orientadas
segundo a foliação da rocha. A microestrutura decussada é assinalada pela presença de grãos
de turmalina e anfibólio metassomático que podem ocorrer sem orientação preferencial. A
microestrutura porfiroblástica está associada ao desenvolvimento de blastos de anfibólio
metassomático e granada imersos em uma matriz relativamente mais fina. A microestrutura
poiquiloblástica é assinalada pelas inclusões de apatita, turmalina e grunerita-cummingtonita
em quartzo, pelas inclusões de minerais opacos em grunerita-cummingotnita e anfibólio
96
metassomático. As microestruturas porfiroclástica, milonítica e núcleo-manto são observadas
em grãos de quartzo. Observa-se o desenvolvimento de feições de embaiamento entre grãos
de quartzo e minerais opacos. Além disso, microestruturas de reação, assinaladas pelo
aparecimento de carbonato e epidoto a partir da transformação do anfibólio metassomático,
também são observadas.
A xistosidade destas rochas é contínua e paralela, assinalada pela orientação
preferencial de grãos de grunerita-cummingtonita, anfibólio metassomático, biotita e,
também, pela esporádica orientação de grãos de turmalina. Estas rochas podem apresentar
nucleação de dobras intrafoliais, bem como de kinkbands em lamelas de biotita.
(Fotomicrografias 4.41 e 4 .42).
Fotomicrografia 4.41 - Dobra intrafolial interna à xistosidade Fotomicrografia 4.42 - Microestrutura do tipo kinkband
da rocha itabitítica hidrotermalizada. Foto com polarizadores desenvolvida em lamela de biotita. Em amarelo o traço
cruzados. Amostra BM0034889, furo URN0017 - BAMIN.
aproximado da estrutura. Bt-Biotita. Foto com polarizadores
cruzados. Amostra BM0034888, furo URN002 - BAMIN.
Uma feição interessante nestas rochas é a presença de veios de minerais opacos
(magnetita, calcopirita e pirita) alojados em fraturas que truncam os anfibólios e o
bandamento da rocha. Estruturas do tipo stockwork envolvem e truncam grãos de quartzo e
anfibólios. Os veios podem, também, hospedar extensas zonas de silicificação discordantes
com relação à foliação da rocha (Fotomicrografia 4.43) ou concordantes a ela. Ainda nessas
fraturas podem ser encontrados minerais como biotita e microclina, sugerindo domínios com
intensa potassificação. Constantemente se observa a presença de pseudomorfos de magnetita
alinhados à foliação da rocha, sugerindo a neoformação deste mineral em substituição aos
porfiroblastos de anfibólio metassomático (Fotomicrografia 4.44). Ribbons de quartzo,
assinalando a deformação deste mineral, também são observados.
O quartzo da matriz ocorre subidioblástico a xenoblástico; granular a alongado, por
vezes ameboide a esqueletiforme, com granulometria variando entre 0,02 e 2,0mm. É um
97
mineral sin-tectônico, apresenta extinção ondulante moderada a alta e, muitas vezes, pode
aparecer sob forma de ribbons. Nos domínios de intensa silicificação este mineral pode
chegar a medir 4,0 mm. O contato quartzo-quartzo varia entre curvo a embaiado, com a
biotita, minerais opacos, grunerita-cummingtonita, anfibólio metassomático, carbonato,
plagioclásio, epidoto e microclina os contatos variam entre curvos, lobados e embaiados. Com
a apatita, turmalina e titanita os contatos são predominantemente retilíneos. Apresenta
inclusões de apatita, turmalina, grunerita-cummingtonita, carbonato, biotita e minerais
opacos. Este mineral também ocorre incluso em grãos de granada e anfibólio metassomático.
Observa-se a presença de subgrãos e novos grãos poligonais internos a grãos maiores de
quartzo, sugerindo a recristalização sin-tectônica deste mineral.
Fotomicrografia 4.43 - Veio de quartzo discordante com
relação à foliação da rocha e formação de ribbons de quartzo
no veio. Foto com polarizadores cruzados. Qtz - Quartzo
Amostra BM0034890, furo URN0017 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.44 - Magnetita substituindo anfibólio
metassomático originando um pseudomorfo. Foto com
polarizadores descruzados. Amostra BM0034889, furo
URN0017 - BAMIN.
Com relação aos minerais opacos, a partir do estudo das seções delgado-polidas destas
rochas foi possível observar que o mineral predominante nessas rochas era magnetita (80%),
hematita (8%), com concentrações subordinadas de pirita (7%) e calcopirita (5%) .
A magnetita é inequigranular, com granulometria variando entre 0,01 e 1,0 mm,
subidioblástica a xenoblástica, predominantemente esqueletiforme, granular a alongada.
Possui coloração cinza escuro e por vezes possui coloração marrom/rosa, quando associada
com a hematita. Apresenta-se isotrópica e não pleocroica. Possui baixa reflectância e faz
contatos lobados a curvilíneos com a pirita. Com a hematita os contatos variam entre
curvilíneos, embaiados e retilíneos. Muitas vezes observa-se a presença de hematita
envolvendo completamente grãos de magnetita, formando “ilhas” (Fotomicrografia 4.45). É
98
um mineral sin-tectônico que ocorre alongado segundo a foliação, indicando desestabilização
da magnetita e consequete crescimento da hematita.
A hematita é inequigranular xenoblástica a subidioblástica, granular a alongada, com
granulometria variando entre 0,02 e 1,5 mm e coloração cinza claro. É um mineral
anisotrópico, com pleocroísmo variando entre cinza claro e cinza escuro. Possui reflectância
baixa/moderada. O contato hematita-hematita varia entre retilíneo, curvilíneo a interlobado,
assim como com a magnetita e calcopirita. É um mineral tardi-tectônico e ocorre em veios
que truncam a foliação da rocha (Fotomicrografia 4.46), além de ocorrer na matriz
substituindo os grãos de magnetita.
Fotomicrografia 4.45 - Magnetita sendo envolvida por
hematita, formando "ilhas". Hem-Hematita, Mt–Magnetita.
Foto em luz refletida, com polarizadores cruzados. Amostra
BM0034890, furo URN0017 - BAMIN
Fotomicrografia 4.46 - Hematita constituindo veios
discordantes à foliação da rocha, truncando os mineras
silicáticos e a magnetita. Hem-Hematita. Foto em luz
refletida, com polarizadores cruzados. Amostra
BM0034890, furo URN0017 - BAMIN.
A pirita é inequigranular, com granulometria variando entre 0,03 a 0,2 mm,
xenoblástica, podendo ser levemente subidioblástica. Esqueletiforme a granular, possui
coloração fracamente amarela; apresenta-se isotrópica e não pleocroica. Este mineral ocorre,
comumente, na periferia da magnetita (Fotomicrografia 4.47), assim como preenchendo
fraturas existentes na rocha. É um mineral sin a tardi-tectônico, que ocorre ao longo dos
planos de fratura ou orientado segundo a foliação da rocha.
A calcopirita é inequigranular, com granulometria variando entre 0,02 e 0,1 mm,
subioblástica a xenoblástica, granular a esqueletiforme, possui coloração amarelo forte e se
apresenta anisotrópica, apresentando alta reflectância. Os contatos são curvilíneos a retilíneos
com magnetita e hematita. Assim como a pirita, este mineral ocorre frequentemente associado
às zonas periféricas da magnetita e hematita (Fotomicrografia 4.48). Pode ocorrer, também,
99
preenchendo fraturas existentes na rocha e nos minerais. É um mineral tardi-tectônico e
possivelmente pode estar associado aos fluidos mais tardios da alteração hidrotermal.
Fotomicrografia 4.47 – Pirita subidioblástica em contato com
grãos de magnetita e preenchendo espaços existentes na rocha.
Observar a posição perifíerica do sulfeto em relação ao óxido.
Py–Pirita, Mt-Magnetita. Foto em luz refletida e com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014022, furo URN001
– BAMIN.
Fotomicrografia 4.48 - Calcopirita em zona periférica da
magnetita e em contato com hematita, preenchendo fratura
neste mineral. Mt-Magnetita, Cpy-Calcopirita e HemHematita. Foto em luz refletida e com polarizadores
cruzados. Amostra BM0034889, furo URN0017 – BAMIN.
A biotita apresenta pleocroísmo variando entre castanho claro e castanho escuro, é
subidioblástica a xenoblástica, lamelar e com granulometria variando entre 0,02 e 1,4mm. É
um mineral sin-tectônico que se apresenta fortemente orientado segundo a foliação da rocha,
assinalando a microestrutura lepidoblástica, e sua deformação interna é revelada pela extinção
ondulante moderada. O contato biotita-biotita pode variar entre retilíneo e curvilíneo. Com os
minerais opacos (Mt, Cpy e Py), microclina, quartzo, plagioclásio, granada e gruneritacummingtonita, variam entre curvos a embaiados, podendo, por vezes, ser retilíneo. Pode
ocorrer inclusa nos grãos de quartzo, bem como em aglomerados na matriz da rocha. Muitas
vezes pode-se perceber a biotita envolvendo completamente alguns minerais da rocha, como
quartzo e magnetita, como se estivesse invadindo a lâmina e substituindo estes minerais
(Fotomicrografia 4.49).
O plagioclásio ocorre granular, por vezes tabular com bordas curvilíneas, corroídas a
levemente retilíneas; subidioblástico a xenoblástico e com granulometria entre 0,05 e 0,01
mm. É um mineral sin-tectônico à formação da foliação da rocha e pode ser encontrado tanto
nos domínios ricos em quartzo, quanto nos domínios ricos em magnetita, comumente no
limite do plano de foliação que delimita estes dois domínios. Este mineral pode, também,
quando existente, ser encontrado nos domínios biotitizados dessas rochas (Fotomicrografia
4.50). Apresenta deformação interna revelada pela extinção ondulante, predominantemente,
fraca a moderada. O contato plagioclásio-plagioclásio é curvilíneo a retilíneo; com o quartzo,
100
microclina, magnetita, pirita, calcopirita, grunerita-cummingtonita e biotita os contatos variam
entre retilíneos, curvilíneos e embaiados. Pode ocorrer em agregados ou de forma isolada na
matriz da rocha, associando-se sempre ao quartzo, microclina e magnetita. Apresenta
geminação do tipo albita, com teor de anortita, determinado pelo método de Michel-Levy
(KERR,1959), em torno de 40-52%; sendo, portanto, uma andesina ou labradorita.
Fotomicrografia 4.49 - Lamelas de biotita envolvendo grãos de Fotomicrografia 4.50 - Aglomerado de plagioclásio em
magnetita e quartzo. Mt-Magnetita, Bt-Biotita, Qtz-Quartzo. zona de potassificação e enriquecimento em plagioclásio
existente nas formações ferríferas hidrotermalizadas. PlAmostra BM0014012, furo URN001 - BAMIN.
Plagioclásio, Bt-Biotita. Amostra BM0034888, furo
URN001 - BAMIN.
A grunerita-cummingtonita apresenta-se incolor ou levemente marrom/acastanhada,
não pleocroica, tabular a alongada, subidioblástica a xenoblástica, com granulometria
variando entre 0,05 a 1,8 mm. Possivelmente é um mineral sin-tectônico, pois ocorre
orientado segundo a foliação da rocha. Apresenta extinção ondulante moderada a forte e
geminação polissintética. Os contatos variam entre retilíneos, curvilíneos e embaiados com o
quartzo e biotita a lobados, embaiados, curvilíneos e/ou esqueletiformes com magnetita,
calcopirita e pirita (Fotomicrografia 4.51).
O anfibólio metassomático é pleocroico, com colorações variando entre verde claro
pálido a verde escuro, por vezes azulado. Apresenta-se prismático, xenoblástico a
subidioblástico. Pode ocorrer como porfiroblastos, bem como constituindo a matriz da rocha.
A granulometria deste mineral varia entre 1,4 a 3, mm, para o anfibólio metassomático que
constitui porfiroblasto e entre 0,02 a 1,0 mm, para o anfibólio metassomático que constitui a
matriz. O anfibólio metassomático da matriz, possivelmente, se constitui um mineral sintectônico à foliação, pois apresenta orientação preferencial segundo a foliação predominante
na rocha (Fotomicrografia 4.52). Por outro lado, os porfiroblastos são sin a tardi-tectônicos,
pois ocorrem truncando a foliação da rocha, assim como podem ocorrer alinhados segundo a
mesma. Os contatos são curvos a lobados/embaiados com quartzo e magnetita, podendo
101
apresentar contatos curvilíneos com a microclina. Com a hematita os contatos são
predominantemente retilíneos a curvilíneos. Quando retilíneos, estão relacionados à presença
de veios de hematita que truncam toda a rocha. Este mineral apresenta extinção ondulante
moderada. Inclusões de quartzo e magnetita sem orientação preferencial podem sem
encontradas e configuram uma microestrutura poiquiloblástica em peneira. Muitas vezes é
possível observar a presença de pseudomorfos de actinolita-tremolita substituídos por
magnetita (Fotomicrografia 4.53).
Fotomicrografia 4.51 - Contatos curvilíneos, embaiados e
esqueletiformes entre a grunerita-cummingtonita, magnetita e
quartzo. Gru-Grunerita-cummingtonita, Mt-Magnetita, QtzQuartzo. Foto com polarizadores descruzados. Amostra
BM0014007, furo URN001 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.52 - Porfiroblasto de anfibólio
metassomático truncando a foliação predominante na rocha.
A seta aponta para grãos de anfibólio metassomático
orientados segundo a foliação na matriz da rocha. AnfAnfibólio metassomático, Qtz-Quartzo, Op-Minerais
Opacos (Mt, Cpy e Py). Foto com polarizadores
descruzados. Amostra BM0014022, furo URN001 –
BAMIN.
Fotomicrografia 4.53 - Magnetita formando pseudomorfos em
substituição ao anfibólio metassomático. Mt-Magnetita. Foto com
polarizados cruzados. Amostra BM0034891, furo URN0017 –
BAMIN.
102
A tabela 4.10 apresenta a composição química dos anfibólios metassomáticos que
constituem as formações ferríferas. Estes dados foram obtidos através da análise
microquímica, por microssonda, em seis grãos de diferentes anfibólios de duas amostras
(BM0034887 e BM0034890) e tratados com o auxílio do programa Amphical (YAVUZ,
1998). Observa-se que estes anfibólios são predominantemente cálcicos a sódico-cálcicos do
tipo winchita [NaCa][(Mg,Fe2+)4Al]Si8O22(OH)2, edenita NaCa2(Mg,Fe2+)5(Si7Al)O22(OH)2,
cannilloita CaCa2(Mg4Al)Si5Al3O22(OH)2 e actinolita-tremolita Ca2(Mg,Fe2+)5Si8O22(OH)2. A
presença do cálcio nestes anfibólios assinala a possibilidade de uma alteração hidrotermal rica
em cálcio e sódio para a SMVU.
Tabela 4.10 - Síntese dos dados obtidos através da realização de estudos microquímicos em grãos de anfibólio presentes nas
formações ferríferas da zona de alteração hidrotermal. Dados organizados a partir do programa Amphical (Yavuz, 1998).
A microclina ocorre granular poligonal com bordas curvilíneas e retilíneas, por vezes
tabular; apresenta-se subidioblástica a xenoblástica, com granulometria inferior a 0,1 mm.
Possivalmente é um mineral sin-tectônico, pois encontra-se poligonizado. A deformação
interna deste mineral é assinalada por uma extinção ondulante fraca, podendo ser moderada
em alguns casos. Os contatos são retilíneos a curvilíneos com o quartzo, minerais opacos,
biotita e plagioclásio. Apresenta geminação do tipo albita-periclina (Fotomicrografia 4.54).
Ocorre em agregados, assim como isolado na matriz da rocha, associado com quartzo, biotita
103
e minerais opacos. Comumente associa-se à biotita nas zonas onde se observa intensa
biotitização.
O
epidoto
apresenta
coloração
esverdeada,
ocorre
subédrico
a
anédrico,
predominantemente granular a prismático, com granulometria 0,05 e 0,2 mm. Ocorrem em
associação com a anfibólio metassomático e os contatos são curvos a lobados com o quartzo,
minerais opacos e anfibólio metassomático. Ocorrem nos bordos do anfibólio metassomático,
sugerindo uma reação de epidotização (Fotomicrografia 4.55).
A apatita é prismática; subédrica a anédrica, com tamanhos inferiores a 0,1 mm. É um
mineral tardi-tectônico, pois não apresenta orientação preferencial. A deformação interna está
assinalada pela fraca extinção ondulante. Os contatos são retilíneos a curvos com o quartzo e
retilíneos a curvilíneos com a magnetita. Esse mineral pode ocorrer na matriz da rocha ou
como inclusões nos grãos de quartzo.
Fotomicrografia 4.54 - Grão poligonizado de microclina (Mc)
com geminação do tipo albita. Mc-Microclina. Foto com
polarizadores cruzados. Amostra BM0034888, furo URN0017
- BAMIN.
Fotomicrografia 4.55 - Epidoto nas bordas de "restitos" de
anfibólio metassomático, sugerindo formação deste mineral a
partir do anfibólio. Anf-Anfibólio metassomático, Ep-Epidoto
Foto com polarizadores descruzados. Amostra BM0034889,
furo URN0017 - BAMIN.
O carbonato é incolor, anédrico, granular a alongado, com granulometria entre 0,05 e
0,8 mm. Os contatos são curvilíneos, lobados e embaiados com o quartzo, anfibólio
metassomático, magnetita e pirita. Podem ocorrer inclusos nos grãos de quartzo e, não
raramente, estão posicionados nos bordos do anfibólio matessomático, ocorrendo como
produto da alteração deste mineral, sugerindo um processo de carbonatação (Fotomicrografia
4.56).
A turmalina é verde, ocorre tabular a prismática, subédrica a anédricaca, com
granulometria inferior a 0,1 mm. É um mineral tardi-tectônico, pois ora apresenta-se
104
fracamente orientado no sentido da foliação, ora apresenta-se decussado. Possui extinção
ondulante fraca. Os contatos são retilíneos a curvos com o quartzo (Fotomicrografia 4.57).
A granada apresenta-se incolor a levemente rósea, granular e subidioblástica a
xenoblástica. A granulometria desse mineral varia entre 0,7 e 7,2 mm, constituindo os
porfiroblastos da rocha. Os contatos são curvos a lobados com o quartzo, biotita e minerais
opacos, podendo ser levemente retilineos com as biotitas e minerais opacos. Esse mineral
ocorre isolado na matriz das rochas. No centro dos porfirobastos podem ser observadas
inclusões de quartzo e biotita e veios de minerais opacos (Fotomicrografia 4.58).
A titanita é castanha, em seção ocorre losangular, subédrica e com granulometria
inferior a 0,1mm. É um mineral tardi-tectônico que ocorre decussado e com fraca extinção
ondulante. Os contatos são retilíneos a curvos com o quartzo (Fotomicrografia 4.57).
Fotomicrografia 4.56 - Formação de carbonato a partir do
anfibólio metassomático. Anf-Anfibólio metassomático, CarbCarbonato. Foto com polarizadores cruzados. Amostra
BM0034891, furo URN0017 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.57 – Grão de titanita na matriz da rocha,
entre grãos de quartzo. Pequenos grãos de turmalina e
apatita ocorrem inclusos no quartzo.. Ap–Apatita. TurmTurmalina, Ttn-Titanina Foto com polarizadores cruzados.
Amostra BM0034887, furo URN0017 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.58 - Blasto de granada cortado por veios de
minerais opacos (magnetita) e inclusões de biotita. Bt-Biotita, GrtGranada, Op-Minerais Opacos. Foto com polarizadores
descruzados. Amostra BM0014012, furo URN001 - BAMIN.
105
4.3.3. Granitoides hidrotermalizados
Macroscopicamente estas rochas apresentam coloração cinza claro, com granulometria
fina a média. Pode-se verificar a presença de feições de biotitização, assinalada pela presença
de grandes quantidades deste mineral preenchendo fraturas na rocha. Estes granitoides
apresentam uma foliação contínua, paralela e/ou anastomosada, assinalada pela orientação das
palhetas de biotita. São rochas de composição granítica, monzogranítica e sienítica que se
encontram moderadamente hidrotermalizados, sendo possível observar corpos graníticos
fortemente
biotititizados,
silicificados,
turmalinizados,
metassomatizados
a
ferro,
sericitizados, granatizados e epidotizados.
Ao microscópio, verificou-se que estas rochas são compostas principalmente por
biotita (19-35%), microclina (5-31%), quartzo (6-30%), plagioclásio (7-20%), minerais
opacos (0-12%), granada (0-10%), mica branca (0-10%), turmalina (0-8%), epidoto (0-2%) e
apatita (0-4%). A composição modal das amostras encontra-se discriminada na tabela 4.11.
Tabela 4.11 - Composição modal das dos granitoides moderadamente modificados.
Kfs-K-feldspato/microclina, Pl-Plagioclásio, Qtz-Quartzo, Bt-Biotita, Mo-Minerais Opacos, Mb-Mica Branca, GrtGranada, Ep-Epidoto, Ap-Apatita, Turm-Turmalina.
Unidade
mapeada
Granitoides
Granitoides
Granitoides
Granitoides
Granitoides
Granitoides
Granitoides
Subunidade
Lamina
Kfs
Pl
Qtz
Hidrotermalizados
Hidrotermalizados
Hidrotermalizados
Hidrotermalizados
Hidrotermalizados
Hidrotermalizados
Hidrotermalizados
BM0014004
BM0014028
BM0014029
BM0014030
BM0014031
BSF-1274A
BSF-1274B
31%
5%
13%
15%
13%
22%
19%
15%
7%
15%
20%
14%
19%
14%
8%
30%
30%
22%
20%
34%
26%
Bt
Mo
Mb
Grt
Ep
Ap
Turm
36%
─
35% 12%
28% 3%
19% 10%
28% 8%
14%
─
32%
─
10%
─
─
─
8%
11%
9%
─
10%
2%
2%
─
─
─
─
─
─
2%
2%
─
─
─
1%
1%
4%
─
─
─
─
8%
6%
7%
─
─
Comparando-se com as rochas menos modificadas, os granitoides hidrotermalizados
apresentam maiores quantidades de minerais opacos e biotita, além da presença de granada
epidoto e turmalina. Observa-se uma redução nas quantidades de microclina, plagioclásio e
quartzo, quando comparadas às rochas menos hidrotermalizadas Estas rochas são
inequigranulares, anisotrópicas, por vezes apresentam preservação de estruturas ígneas como
a mimerquita e o formato tabular dos grãos de feldspato, além disso possuem microestruturas
lepidoblástica, nematoblástica, granoblástica granular e/ou poligonal, porfiroblástica e
poiquiloblástica. A microestrutura lepidoblástica é assinalada pela orientação preferencial das
lamelas de biotita e mica branca, enquanto a microestrutura nematoblástica é nucleada pela
orientação preferencial do anfibólio, epidoto e esporádica orientação da turmalina. As
microestruturas granoblástica granular e poligonal são reveladas pelos aglomerados de grãos
de microclina, plagioclásio e quartzo, com bordas curvas e retilíneas, consituindo junções
106
tríplices. A microestrutura porfiroblástica é marcada pela presença de blastos de granada
imersos em uma matrizmais fina constituída por biotita, mica branca, plagioclásio, quartzo,
microclina, epidoto, apatita e turmalina. A microestrutura poiquiloblástica é assinalada pelas
inclusões de quartzo, biotita e minerais opacos em granada e pelas inclusões de apatita em
quartzo.
A rocha apresenta bandamento composicional marcado pela alternância de faixas com
maior predominância de biotita, quartzo e turmalina com níveis em que há predominância de
mica branca, microclina, quartzo e plagioclásio. Além disso, estas rochas apresentam uma
foliação bem desenvolvida, espaçada, paralela a fracamente anastomosada, assinalada pelo
alinhamento preferencial da biotita e mica branca. Como representantes da alteração
hidrotermal, apresentam importantes domínios de silicificação, assinalados pela presença de
veios de quartzo concordantes com a foliação. Estreitos veios de minerais opacos, com
espessura de 0,05 a 0,2 mm podem ser observados preenchendo fraturas existentes,
preferencialmente, nos grãos de quartzo e biotita. Comumente, são fraturas oblíquas a
perpendiculares à xistosidade da rocha. Quando presente na biotita, essas estruturas ocupam
os planos de clivagem desse mineral. Também foi observada a presença de zonas de
biotitização, comumente associadas às zonas de silicificação.
A biotita apresenta pleocroísmo variando entre castanho claro e o castanho escuro.
Ocorre lamelar, subidioblástica a xenoblástica, com granulometria variando entre 0,02 e 1,5
mm. É um mineral sin-tectônico à formação da foliação da rocha e apresenta-se fortemente
orientado. O contato biotita-biotita pode variar entre retilíneo a curvilíneo; com o quartzo,
plagioclásio, microclina, mica branca, granada, apatita, minerais opacos, turmalina e epidoto
os contatos são, predominantemente curvos a lobados/embaiados, podendo ser levemente
retilíneos. Observa-se a presença de deformação interna assinalada pela extinção ondulante
moderada, bem como pela nucleação de kinkbands. Este mineral pode ocorrer como inclusão
nos grãos de granada e quartzo ou preenchendo fraturas nos grãos de plagioclásio, microclina
e quartzo. Muitas vezes observa-se que a biotita cresce mimeticamente sobre os minerais da
matriz da rocha tais como quartzo, plagioclásio e microclina, sugerindo um avanço do front
de potassificação, com formação deste mineral (Fotomicrografia 4.59).
A microclina apresenta-se tabular a granular poligonal com bordas curvilíneas a
retilíneas, subioblástica a xenoblástica, com granulometria variando entre 0,04 e 1,0 mm. É
um mineral sin-tectônico, recristalizado durante a deformação e metamorfismo da rocha,
caracterizado pela presença de grãos poligonizados (Fotomicrografia 4.60). Os contatos são
levemente retilíneos a curvilíneos/embaiados com a biotita, plagioclásio, quartzo, epidoto
107
mica branca e quartzo. Apresenta deformação interna assinalada pela extinção ondulante fraca
a moderada, entretanto pode-se ainda observar a preservação da geminação do tipo albitapericlina, mesmo que com uma incipiente macla deformacional. Por vezes, o feldspato
encontra-se sericitizado em suas bordas e em fraturas, com formação de mica branca. A
presença da microclina está relacionada com zonas da rocha onde se verifica menor
intensidade de potassificação/biotitização.
O quartzo ocorre granular e/ou alongado, xenoblástico e com granulometria variando
entre 0,02 e 3,0 mm. Pode-se interpretar duas gerações desse mineral: (i) pré-tectônica de
origem ígnea, recristalizada durante a deformação e metamorfismo e outra (ii) sin-tectônica
que ocorre sob a forma de veios (Fotomicrografia 4.61). O contato quartzo-quartzo é curvo e
com plagioclásio, microclina, minerais opacos, mica branca, granada, turmalina, epidoto,
apatita e biotita os contatos variam entre curvilíneos a lobados/embaiados. Este mineral
apresenta deformação interna assinalada pela extinção ondulante fraca a moderada, podendo
ser muito alta em alguns casos.
Fotomicrografia 4.59 - Grãos de biotita crescido
mimeticamente por sobre os grãos constituintes da
matriz da rocha. Bt-Biotita, Qtz-Quartzo. Foto com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014028, furo
URN002 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.60 - Grãos poligonizados de
microclina e plagioclásio em contato com lamelas de
biotita e grãos de quartzo. Bt-Biotita, Mc-Microclina, PlPlagioclásio. Foto com polarizadores cruzados. Amostra
BM0014029, furo URN002 - BAMIN.
O plagioclásio ocorre subidioblástico a xenoblástico, ameboide, tabular e granular
poligonal com bordas retilíneas e curvilíneas e granulometria variando entre 0,05 e 0,8 mm. É
um mineral pré-tectonico recristalizado durante a deformação e metamorfismo da rocha. Este
mineral ocorre nas zonas menos potassificadas/biotitizadas da rocha O contato plagioclásiopagioclásio é curvilíneo a retilíneo, ao passo que são curvilíneos a lobados/embaiados com
quartzo, microclina, mica branca e biotita. Apresenta deformação interna assinalada pela
presença de extinção ondulante fraca a moderada, além disso este minera pode se apresentar
fortemente saussuritizado. Apesar da deformação e alteração da rocha ainda é possível
108
observar a preservação da geminação albita. O teor de anortita, determinado pelo método de
Michel-Levy (KERR, 1959), varia em torno de 35-45%; sendo, portanto, uma andesina.
Fotomicrografia 4.61 - Zona de silicificação, assinaladando a alteração hidrotermal dos granitoides da
SMVU.
Os minerais opacos ocorrem subidioblásticos a xenoblásticos, granulares, ameboides a
esqueletiformes e por vezes alongados, com granulometria variando entre 0,02 e 0,9 mm. São
minerais tardi-tectônicos e ocorrem preenchendo fraturas paralelas ou que truncam a foliação
da rocha. Em determinados domínios da rocha esses minerais aumentam em volume e
mostram feições reentrantes com o quartzo e biotita, sugerindo um crescimento simplectítico
durante a alteração hidrotermal (Fotomicrografia 4.62).
A granada possui coloração levemente rosada, ocorre subédrica a anédrica, granular,
com granulometria variando entre 0,4 e 2,8 mm, ocorrendo como porfiroblasto. É um mineral
hidrotermal tardi-tectônico que cresce incluindo os minerais que constituem a matriz da rocha
podendo truncar a foliação. A granada com inclusões sem orientação preferencial é comum,
mas grãos sem inclusões também podem ser encontrados. Em alguns grãos pode-se observar,
em parte, faces bem definidas (Fotomicrografia 4.63). Os contatos são curvos a embaiados
com quartzo, biotita e os minerais opacos. Esse mineral pode ocorrer bastante fraturado e
algumas fraturas são preenchidas por quartzo, biotita e minerais opacos.
A mica branca ocorre lamelar, subédrica a anédrica, com granulometria variando entre
a 0,05 e 0,3 mm. Seus contatos são retilíneos a curvos e embaiados com microclina, anfibólio,
plagioclásio, quartzo e biotita. É um mineral sin-tectônico à foliação da rocha e pode-se
observar que este se forma ao redor e em fraturas do plagioclásio e microclina, sugerindo uma
origem hidrotermal (Fotomicrografia 4.64).
A turmalina (Fotomicrografia 4.65) apresenta-se verde, prismática, subdioblástica a
xenoblástica, com granulometria inferior a 0,3 mm. Pode ocorrer inclusa em grãos de quartzo,
assim como na matriz da rocha, ora ocorrendo orientada no sentido da foliação, ora ocorrendo
sem orientação preferencial, sugerindo um crescimento sin a tardi-tectônico. Os contatos são
109
curvilíneos a retilíneos com o quartzo, biotita e minerais opacos. Apresenta fraca extinção
ondulante.
A apatita ocorre prismática, subédrica a anédrica, com tamanhos inferiores a 0,2 mm.
É um mineral tardi-tectônico, pois não apresenta orientação preferencial. Seus contatos são
curvos com o quartzo e biotita e este mineral pode ocorrer incluso nos grãos de quartzo. Além
disso, pode ocorrer associado aos grãos de quartzo e biotita na matriz da rocha.
O epidoto (Fotomicrografia 4.65) apresenta-se incolor, subidioblástico a xenoblástico,
tabular a prismático, com granulometria entre 0,04 e 0,6 mm. Por vezes apresenta-se
orientado, outras ocorre de forma decussada. Apresenta extinção ondulante fraca, sugerindo
uma formação tardi-tectônica para este mineral. Seus contatos são levemente retilíneos a
curvilíneos com quartzo, minerais opacos e biotita. Ocorrem em agregados na matriz,
associando-se às zonas mais ricas em biotita e com abundância de veios com minerais opacos.
Fotomicrografia 4.64 – Minerais opacos envolvendo grãos de
quartzo e biotita, originando feições reentrantes. Bt-Biotita, OpMinerais Opacos, Qtz–Quartzo. Foto com polarizadores
descruzados. Amostra BM0014028, furo URN002 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.65 – Blasto de granada com bordas
parcialmente bem formadas crescendo lamelas de
biotita. Bt-Biotita, Grt-Granada. Foto com polarizadores
descruzados. Amostra BM0014030, furo URN002 BAMIN.
Fotomicrografia 4.62 – Formação de mica branca a partir da
alteração de grãos de feldspatos. A mica branca ocorre
preenchendo
fraturas
no
K-feldspato
deixando-o
irreconhecível. Bt-Biotita, Mb-Mica Branca, Mc-Microclina.
Foto com polarizadores cruzados. Amostra BSF-1274A.
Fotomicrografia 4.63 – Grão de epidoto em contato
com biotita e grãos de turmalina. Bt-Biotita, Ep–
Epidoto, Turm-Turmalina. Foto com polarizadores
cruzados. Amostra BM0014030, furo URN002 - BAMIN.
110
4.3.4. Hidrotermalitos Xistificados
Considera-se como hidrotermalito as rochas onde se observa predominância da
mineralogia hidrotermal. Estas, comumente, são rochas turmalinizadas, apatitizadas,
silicificadas, enriquecidas em plagioclásio, apresentam intenso metassomatismo férrico,
encontram-se potassificadas (biotitização e microclinização), sericitizadas, epidotizadas,
carbonatizadas e enriquecidas em granada e grunerita. A formação desses minerais que
caracterizam tais processos de alteração oblitera quase que completamente as feições
primárias dessas rochas, tornando o reconhecimento do protólito muito difícil.
Macroscopicamente, são rochas com coloração diversificada, podendo se apresentar cinza
claro (quando ricas em quartzo) a marrom e esverdeado quando ricas epidoto, biotita e
anfibólio, assumindo tons rosados quando há o desenvolvimento de porfiroblastos de granada
(Fotografia 4.15). Apresentam granulometria fina a média, entretanto os porfiroblastos de
granada podem assumir dimensões centimétricas. Comumente possuem xistosidade
assinalada pela orientação preferencial dos grãos de biotita e anfibólio. Muitas vezes pode-se
observar estes minerais contornando porfiroblastos de granada nessas rochas. Alguns dos
hidrotermalitos identificados possuem níveis quartzosos ricos em turmalina, mineral que,
também, se apresenta preferencialmente orientado. Além disso, níveis sulfetados, ricos em
pirita e calcopirita podem ser identificados (Fotografia 4.16).
Fotografia 4.15 - Amostra de hidrotermalito xistificado e Fotografia 4.16 - Amostra de hidrotermalito com
granadífero, com porfiroblastos de tamanho centimétrico e presença de vênulas sulfetadas (cpy e py). Amostra
coloração levemente rosada. Amostra BM0014018, furo URN001 BM0013034, furo URN002 – BAMIN.
- BAMIN.
Microscopicamente as rochas são compostas, predominantemente, por uma
mineralogia metamórfico-hidrotermal, quais sejam: minerais opacos (1-61%), quartzo (5-
111
50%), biotita (0-60%), grunerita (0-57%), granada (0-40%), carbonato (0-25%), silimanita (018%), mica branca (0-18%), turmalina (0-17%), microclina (0-15%), plagioclásio (0-10%),
epidoto (0-2%) e apatita (0-1%). A composição modal das amostras encontra-se discriminada
na tabela 4.12.
São rochas comumente inequigranulares, com microestruturas lepidoblástica,
nematoblástica, granoblástica, em alguns casos poligonal, porfiroblástica, poiquiloblástica e
subordinadamente decussada. Apresentam também microestrutura porfiroclástica, núcleomanto e milonítica. Podem apresentar o desenvolvimento de feições incipientes do tipo
“snow-ball”, além de kinkbands e feições reação. A microestrutura lepidoblástica é assinalada
pela orientação preferencial das lamelas de biotita. Essa orientação pode ser incipiente ou bem
desenvolvida. A microestrutura nematoblástica é revelada pela orientação preferencial dos
grãos de grunerita e, esporadicamente, silimanita e turmalina. A microestrutura granoblástica
granular é assinalada pelos aglomerados de quartzo, minerais opacos, plagioclásio,
microclina, apatita e carbonato. A microestrutura porfiroblástica é assinalada pela presença de
blastos de granada imersos na matriz com granulometria relativamente mais fina. A
microestrutura poiquiloblástica é assinalada pelas inclusões de biotita, apatita, turmalina e
minerais opacos em quartzo, pelas inclusões de biotita, quartzo, grunerita e minerais opacos
em granada e pelas inclusões de quartzo e minerais opacos em grunerita. A microestrutura
decussada é assinalada pela presença de lamelas de biotita e alguns grãos de silimanita e
turmalina que, por vezes, ocorrem sem orientação preferencial.
As feições do tipo „snow-ball‟ são configuradas pela rotação de grãos de granada,
cristalizados sintectonicamente. Com relação às feições de recristalização, observa-se a
presença de subgrãos de quartzo e desenvolvimento de novos grãos fracamente poligonais. As
microestruturas de reação são assinalads pela transformação de plagioclásio e microclina em
mica branca, pela formação de biotita a partir da grunerita-cummingtonita e transformação de
biotita e grunerita em minerais opacos. As microestruturas porfiroclástica, milonítica e
núcleo-manto são assinaladas pela presença de clastos de quartzo circundados por clastos, da
mesma composição, mas com granulometria inferior ao clasto circundado.
Estas rochas apresentam foliação incipiente a bem desenvolvida, espaçada,
anastomosada a paralela, assinalada pelo alinhamento preferencial das lamelas de biotita,
grunerita, assim como pelo estiramento dos grãos de quartzo em forma de ribbons. Algumas
vezes pode-se observar que algumas dessas rochas apresentam-se mesobandadas, semelhante
às formações ferríferas.
112
Tabela 4.12 - Composição modal dos hidrotermalitos xistificados da SMVU.
Kfs-K-feldspato/microclina, Pl-Plagioclásio, Qtz-Quartzo, Bt-Biotita, Mo-Minerais Opacos, Mb-Mica Branca, GrtGranada, Ep-Epidoto, Ap-Apatita, Carb-Carbonato, Turm-Turmalina, Sill-Silimanita
Kfs
Pl
Qtz
Bt
Gru
Mo
Mb
Grt
Ep
Hidrotermalitos
BM0034896
Xistificados
─
─
29%
26%
─
4%
─
9%
─
Hidrotermalitos
BM0034897
Xistificados
─
─
10
60%
─
2%
─
20%
─
─
Hidrotermalitos
BM0034898
Xistificados
─
─
5%
─
57% 20%
─
10%
─
Hidrotermalitos
BM0014008
Xistificados
─
─
40%
25%
─
20%
─
15%
─
Hidrotermalitos
BM0014009
Xistificados
1%
─
25%
28%
─
16% 17%
Hidrotermalitos
BM0014010
Xistificados
8%
14% 25%
29%
─
18
Hidrotermalitos
BM0014011
Xistificados
─
30%
33%
─
Hidrotermalitos
BM0014013
Xistificados
─
10% 36%
38%
Hidrotermalitos
BM0014018
Xistificados
─
2%
18%
Hidrotermalitos
BM0014019
Xistificados
─
─
Hidrotermalitos
BM0014020
Xistificados
─
Hidrotermalitos
BM0014021
Xistificados
─
Subunidade
Lamina
Ap Carb Turm
1% 25%
Sill
6%
─
8%
─
─
─
8%
─
─
─
─
─
─
─
2% 1%
─
2%
8%
─
─
3% 1%
─
2%
─
10%
9%
─
─
1%
─
17%
─
─
10%
─
5%
─
1%
─
1%
─
30%
4%
30%
─
15%
─
─
─
1%
─
15%
11%
13% 20%
─
40%
─
─
─
1%
─
─
20%
18%
─
35%
─
25%
─
─
─
1%
─
─
30%
25%
─
34%
─
6% 2%
─
─
4%
18%
Hidrotermalitos
BM0014023 17%
Xistificados
─
35%
23%
─
15%
─
─
─
─
─
─
10%
Hidrotermalitos
BM0014024
Xistificados
─
50%
21%
─
1%
23%
─
─
─
─
─
─
5%
26%
45%
─
3%
─
─
─
─
─
2%
4%
10% 61%
─
5%
─
─
─
─
─
5%
Hidrotermalitos
BM0014025 15%
Xistificados
─
Hidrotermalitos
BM0014032
Xistificados
─
─
14%
10%
Hidrotermalitos
BM0014033
Xistificados
1%
3%
16%
9%
14
50%
─
7%
─
─
─
─
─
Hidrotermalitos
BM0014034
Xistificados
─
─
25%
28%
15%
5%
─
20%
─
─
─
─
─
113
Nessas rochas pode-se observar grande quantidade de veios de minerais opacos
(magnetita, pirita e calcopirita), que podem formar arranjos do tipo stockwork ou hospedar-se
em fraturas discordantes, por vezes concordantes com a foliação da rocha (Fotomicrografia
4.66). O desenvolvimento de zonas de silicificação, assinaladas pela presença de veios de
quartzo; além de zonas de carbonatação representadas pela presença de carbonato (calcita) na
matriz da rocha ou constituindo veios, também podem ser observados.
Fotomicrografia 4.66 - Veios de minerais opacos preenchendo
fraturas existentes na rocha. Bt-Biotita, Op-Minerais Opacos,
Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores descruzados. Amostra
BM0014009, furo URN001 - BAMIN.
A biotita apresenta pleocroísmo variando entre castanho claro e castanho escuro, é
subidioblástica a xenoblástica, lamelar, por vezes esqueletiforme e com granulometria entre
0,02 e 1,5 mm. É um mineral sin-tectônico que ocorre fortemente orientado, assinalando a
microestrutura lepidoblástica. Pode ocorrer, muitas vezes, contornando porfiroblastos de
granada e apresenta extinção ondulante moderada. Além disso, ocorre deformado e
constituindo microestruturas do tipo kinkband. O contato biotita-biotita é predominantemente
retilíneo, podendo ser curvilíneo ou interlobado. Com o quartzo, microclina, plagioclásio,
minerais opacos, mica branca, epidoto, silimanita, turmalina, granada, grunerita, apatita e
carbonato, os contatos são predominantemente curvilíneos, podendo ser embaiados e
interlobados, principalmente com quartzo, granada e grunerita. São levemente retilíneos com
silimanita, turmalina, apatita e epidoto. As lamelas de biotita podem ocorrer sob a forma de
inclusão em grãos de quartzo e granada. Veios de minerais opacos (magnetita e pirita, por
vezes calcopirita) ocorrem preenchendo fraturas desenvolvidas preferencialmente paralelas à
clivagem deste mineral, podendo também posicionar-se perpendicularmente a essa estrutura
(Fotomicrografia 4.67).
114
O quartzo ocorre subidioblástico a xenoblástico; granular, ameboide a levemente
alongado e com granulometria entre 0,02 e 6,2 mm. Por vezes se apresenta fracamente
estirado no sentido da foliação e possui extinção ondulante moderada a alta. Pode-se observar
recristalização deste mineral devido a formação de subgrãos e desenvolvimento de feições do
tipo ribbon (Fotomicrografia 4.68), sugerindo formação sin-tectônica a foliação da rocha. O
contato quartzo-quartzo é curvilíneo a lobado; com biotita, microclina, plagioclásio,
carbonato, grunerita, epidoto, granada, mica branca e minerais opacos os contatos podem ser
fracamente retilíneos, curvilíneos e lobados/embaiados. Com a turmalina, silimanita e apatita
os contatos são predominantemente curvilíneos a retilíneos. Pode apresentar inclusões de
biotita, minerais opacos, turmalina e apatita, ocorrendo, também, como inclusão nos
porfiroblastos de biotita e granada. Neste caso, origina microestrura poiquiloblástica em
peneira (sem orientação preferencial). Outras vezes estas inclusões de quartzo são
preferencialmente orientadas originando feições do tipo “snow-ball”. Este mineral pode ser
encontrado configurando veios que ilustram as zonas de silicificação destas rochas. Além
disso, veios de minerais opacos podem ser encontrados preenchendo fraturas neste mineral.
Com relação aos minerais opacos, a partir do estudo das seções delgado-polidas
observou-se que a composição desses mineras nestas rochas constituía-se por magnetita
(85%), pirita (10%) e calcopirita (5%) .
Fotomicrografia 4.67 - Veios de minerais opacos
preenchendo fraturas nos grãos de quartzo e lamelas de biotita.
Bt-Biotita. Op-Minerais Opacos. Qtz-Quartzo. Foto com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014010, furo URN001 BAMIN.
Fotomicrografia 4.68 - Grão de quartzo configurando
ribbons. Bt-Biotita, Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores
cruzados. Amostra BM0014010, furo URN001 - BAMIN.
A magnetita (Fotomicrografia 4.69) é inequigranular, com granulometria variando
entre 0,03 e 1,5 mm, subidioblástica a xenoblástica, esqueletiforme, granular e alongada.
Possui coloração cinza e se apresenta isotrópica e não pleocroíca. Possui baixa reflectância e
115
faz contatos lobados a curvilíneos com a pirita. É um mineral sin-tectônico que ocorre, muitas
vezes, alongado segundo a foliação da rocha.
A pirita é inequigranular, com granulometria variando entre 0,03 a 0,8 mm,
xenoblástica, podendo ser levemente subdioblástica. Esqueletiforme a granular, apresenta
coloração amarelo claro; é isotrópica e não pleocroíca. Possui alta reflectância, e os contatos
são curvilíneos a lobados com a magnetita e calcopirita. Comumente observa-se este sulfeto
envolvendo grãos de magnetita, assciando-se à periferia deste óxido, bem como preenchendo
fraturas na rocha. É um mineral sin a tardi-tectônico, que pode ocorrer inserido ao longo dos
planos de fratura e orientado preferencialmente segundo a foliação da rocha (Fotomicrografia
4.70 ).
A calcopirita é inequigranular, com granulometria variando entre 0,04 e 0,08 mm,
subidioblástica e granular. Possui coloração amarela forte e se apresenta anisotrópica. Possui
alta reflectância e os contatos são curvilíneos a retilíneos com a pirita e magnetita
(Fotomicrografia 4.71). É um mineral tardi-tectônico e ocorre sempre associado às zonas
periféricas da pirita e da magnetita.
Fotomicrografia 4 69 - Grãos de magnetita envolvidos por
pirita. Mt-Magnetita, Py-Pirita. Foto em luz refletida, com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014033, furo URN002 –
BAMIN.
Fotomicrografia 4.70 - Grãos de magnetita e pirita
orientado segundo a foliação da rocha. Mt-Magnetita, PyPirita. Foto em luz refletida, com polarizadores cruzados.
Amostra BM0014033, furo URN002 - BAMIN.
A grunerita-cummingtonita ocorre incolor, não pleocroica, subidioblástica a
xenoblástica, tabular a prismática, com granulometria variando entre 0,06 e 2,0 mm. É um
mineral sin-tectônico que ocorre orientado preferencialmente segundo a foliação da rocha e
muitas vezes ocorre contornando porfiroblastos de granada. Seus contatos são retilíneos,
curvilíneos a lobados/embaiados com a biotita, quartzo, granada, magnetita e pirita. Com a
magnetita e pirita, o contato pode ser, além dos citados, esqueletiforme. Com o carbonato o
contato é retilíneo. Apresenta deformação interna revelada pela extinção ondulante fraca a
116
moderada. Além disso, este mineral apresenta geminação polissintética. Pode-se observar a
presença de inclusões euédricas de magnetita, além de veios de pirita e magnetita
preenchendo fraturas existentes neste mineral. A presença de biotita contornando grãos de
grunerita-cummingtonita, assim como preenchendo suas fraturas, sugerem uma formação para
a biotita a partir do consumo da grunerita-cummingtonita (Fotomicrografia 4.72).
Fotomicrografia 4. 71 – Grãos de magnetita com presença de
pirita e calcopirita em zonas mais periféricas. Cpy-Calcopirita,
Mt-Magnetita, Py-Pirita. Foto em luz refletida, com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014032, furo URN002 –
BAMIN.
Fotomicrografia 4.72 - Biotita preenchendo fraturas
existentes no grãos de grunerita. Bt-Biotita, GruGrunerita-cummingtonita. Foto com polarizadores
descruzados. Amostra BM0014018, furo URN001 BAMIN
A granada é incolor a levemente rosada, ocorre subidioblástica a xenoblástica,
granular e/ou alongada no sentido da foliação. Esse mineral possui granulometria entre 0,2 e
10 mm. O padrão de inclusões no centro da granada, assim como o formato adquirido por este
mineral, sugere a existência de três estágios de crescimento: (i) intertecônico, onde este
mineral apresenta-se contornado pela xistosidade da rocha e contém inclusões com uma
foliação interna discordante com relação à foliação externa (Fotomicrografia 4.73); (ii) sintectônico, onde se observa o desenvolvimento de feições sigmoides e/ou do tipo “snow-ball”
cuja foliação interna pode conectar-se com a externa (Fotomicrografia 4.74). Além disso,
interpretou-se que algumas granadas sin-tectônicas ocorrem alongadas e paralelizadas às
bordas do front de alteração hidrotermal em zonas de silicificação (Fotomicrografia 4.75); (iii)
tardi-tectônico, onde se observa a formação de bordas mais retilíneas e algumas faces bem
definidas (Fotomicrografia 4.76). Comumente pode-se obsevar uma mesma granada com
feições sugestivas de diferentes estágios de crescimento. Por exemplo, tem-se uma granada
com núcleo sin-tectônico, contendo inclusões sigmoidais e uma borda tardi-tectônica, sem
presença de inclusões e, por vezes, subedédrica a levemente euédrica (Fotomicrografia 4.77).
Os contatos podem variar entre retilíneos a curvilíneos e lobados/embaiados com a
biotita, quartzo, magnetita, pirita, grunerita-cummingtonita e carbonato. Com a biotita,
117
magnetita e pirita o contato pode ser levemente retilíneo, tendo em vista a presença destes
minerais preenchendo fraturas nos porfiroblastos de granada. Quando cortada por um veio de
carbonato, o contato entre este mineral e a granada é retilíneo (Fotomicrografia 4.78).
Fotomicrografia 4 73 – Blasto intertectônico de granada,
contornado por uma foliação originada pela matriz mais fina
composta por quartzo, plagioclásio, biotita. Em amarelo a
deflexão aproximada da foliação ao redor da granada e em
vermelho traço aproximado das inclusões internas à granada. GrtGranada. Foto com polarizadores descruzados. Amostra
BM0014013, furo URN001 – BAMIN.
Fotomicrografia 4.74 – Blasto de granada com inclusões
aproximadamente sigmoidais indicando uma formação
sin-tectônica. Grt-Granada. Foto com polarizadores
cruzados. Amostra BM0034896, furo URN0017 BAMIN.
Fotomicrografia 4.75 – Blasto de granada parcialmente estirado
no sentido da foliação, no limite com a zona de silicificação
(limite traçado em vermelho). Grt-Granada. Foto com
polarizadores descruzados. Amostra BM0014033, furo URN002
– BAMIN.
Fotomicrografia 4.76 – Blastos de granada tarditectônicos, com desenvolvimento de bordas subédricas.
Grt-Granada. Foto com polarizadores cruzados. Amostra
BM0034897, furo URN0017 - BAMIN.
118
Fotomicrografia 4.77 - Porfiroblasto de granada com núcleo
sin-tectônico, com inclusões sigmoidais e bordas tardias, com
faces aproximadamente bem formadas. Grt-Granada. Foto com
polarizadores cruzados. Amostra BM0034097, furo URN0017
- BAMIN.
Fotomicrografia 4.78 – Blastos de granada contornados
por grunerita-cummingtonita e cortados por um veio de
carbonato (calcita), fazendo contato retilíneo com o
mesmo. Carb-Carbonato, Grt-Granada. Foto com
polarizadores cruzados. Amostra BM0034898, furo
URN0017 - BAMIN.
O carbonato apresenta coloração bege, não apresenta pleocroísmo e a geminação
polissintética é ausente. Ocorre xenoblástico, granular, ameboide, ou alongado. A
granulometria varia entre 0,1 e 3,8 mm. É um mineral sin a tardi-tectônico e quando ocorre
alongado, posiciona-se paralelamente à foliação da rocha. Pode, também, ocorrer como veios
que truncam a foliação e, na microescala, grãos de granada e grunerita-cummingtonita
(Fotomicrografia 4.79). Seus contatos são curvos, lobados e embaiados com o quartzo, biotita,
turmalina, minerais opacos, sendo retilíneos com a grunerita e alguns grãos de granada.
Fotomicrografia 4.79 - Veio de carbonato (calcita), limite em amarelo, truncando hidrotermalito composto por granada e
grunerita-cummingtonita. Carb-Carbonato, Grt-Granada. Foto com polarizadores descruzados. Amostra BM0034898, furo
URN0017 - BAMIN.
A silimanita é incolor, subidioblástica a xenoblástica, prismática a fibrosa
(Fotomicrografia 4.80), com granulometria entre 0,3 e 1,7 mm. Seus contatos são relitineos a
119
curvilíneos com o quartzo, biotita, minerais opacos e turmalina. Este mineral comumente
pode apresentar ou não orientação preferencial, ocorrendo internamente deformado com
extinção ondulante fraca a moderada. Ocorre em agregados, na matriz da rocha, associando-se
ao quartzo, biotita e turmalina.
A mica branca apresenta-se xenoblástica, lamelar a esqueletiforme, com granulometria
entre 0,03 e 0,8 mm. Os contatos podem ser curvilíneos com quartzo, biotita, microclina e
plagioclásio. Ocorre associada às zonas com maiores evidências de ação hidrotermal em
feldspatos (plagioclásio e microclina).
A turmalina (Fotomicrografia 4.81) pode apresentar colorações diversificadas.
Observou-se a presença de turmalina com plecroismo variando entre o verde claro e verde
escuro, além de turmalina com pleocroísmo variando entre azul claro e azul escuro. Este
mineral é comumente prismático, subédrico, com granulometria entre 0,05 e 0,7 mm. Em
geral, ocorre sem orientação preferencial e raras exceções podem ser observadas paralelizadas
à foliação da rocha. Além disso, possui extinção ondulante fraca. Essas propriedades em
conjunto sugerem para este mineral um crescimento tardi-tectônico. Os contatos variam entre
retilíneos a curvilíneos com biotita, quartzo, carbonato, silimanita e minerais opacos
(magnetita e pirita).
Fotomicrografia 4.80 – Fibras de silimanita envoltas por
lamelas de biotita em xisto hidrotermal. Bt-Biotita, QtzQuartzo, Sill-Silimanita. Foto com polarizadores cruzados.
Amostra BM0014023, furo URN002 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.81 – Grão de turmalina em associação
com lamelas de biotita e silimanita. Bt-Biotita, SillSilimanita, Turm-Turmalina. Foto com polarizadores
cruzados. Amostra BM0014021, furo URN001 - BAMIN.
A microclina ocorre granular com bordas curvilíneas a interlobadas, apresenta-se
subidioblástica a xenoblástica, com granulometria variando entre 0,1 e 0,5 mm. Seus contatos
são retilíneos, curvilíneos e embaiados com o quartzo, mica branca, minerais opacos e biotita.
Comumente, é um mineral sin-tectônico à foliação da rocha. Apresenta extinção ondulante
120
moderada, além da geminação do tipo albita-periclina preservada a fracamente deformada.
Comumente ocorre na matriz da rocha, associando-se à biotita e quartzo (Fotomicrografia
4.82). Apresenta-se fortemente alterada para mica branca, mineral que pode ocorrer
circundando a microclina ou preenchendo suas fraturas (Fotomicrografia 4.83).
Fotomicrografia 4.82 – Grãos de microclina em associação
com biotita em zona de potassificação. Bt-Biotita, McMicroclina Qtz-Quartzo. Foto com polarizadores cruzados.
Amostra BM0014023, furo URN002 - BAMIN.
Fotomicrografia 4.83 – Grão de microclina alterando para
mica branca em suas fraturas. Bt-Biotita, Mb-Mica Branca,
Mc-Microclina. Foto com polarizadores cruzados. Amostra
BM0014025, furo URN002 - BAMIN.
O plagioclásio é granular lobado ou poligonal com bordas curvilíneas a levemente
retilíneas, subidioblástico a xenoblástico e com granulometria variando entre 0,1 e 0,5 mm. É
um mineral sin-tectônico, pois a geometria poligonal (Fotomicrografia 4.84) sugere processo
de recristalização. Os contatos são retilíneos, curvilíneos e embaiados com quartzo, minerais
opacos, granada e biotita. Sua deformação interna é assinalada pela fraca extinção ondulante.
Ocorre isolado na matriz, associando-se a grãos de quartzo e biotita. Muitas vezes pode-se
observar a formação de mica branca ao redor dos grãos de plagioclásio. Apresenta geminação
do tipo albita e o teor de anortita, estimado pelo método de Michel-Levy (KERR,1959),
variou entre 30-42%, sugerindo tratar-se de grãos de oligoclásio e andesina.
O epidoto é incolor, subidioblástico a xenoblástico, prismático, com granulometria
entre 0,05 e 0,2 mm. Apresenta-se fracamente orientado, podendo ser decussado. Esse mineral
possui extinção ondulante fraca. Estas características sugerem uma formação tardi-tectônica
para este mineral. Os contatos são levemente retilíneos a curvilíneos com quartzo e biotita.
Ocorre isolado na matriz, associando-se à biotita (Fotomicrografia 4.85) e quartzo no front de
alteração hidrotermal.
A apatita é incolor, prismática, subédrica a anédrica, com granulometria inferior a 0,1
mm. Não apresenta orientação preferencial e sua extinção é normal, sugerindo tratar-se de um
mineral tardi-tectônico ao desenvolvimento da foliação da rocha. Seus contatos são retilíneos
121
a curvos com o quartzo, plagioclásio, microclina e biotita. Além de incluso no quartzo, este
mineral ocorre isolado na matriz associando-se ao quartzo, plagioclásio, microclina e biotita.
Fotomicrografia 4.84 - Grão poligonizado de plagioclásio em
contato com biotita e quartzo. Bt-Biotita, Pl-Plagioclásio, QtzQuartzo. Foto com polarizadores cruzados. Amostra
Bm0014010, furo URN001 – BAMIN.
Fotomicrografia 4.85 – Grão de epidoto sem orientação
preferencial associado à biotita na zona de alteração
hidrotermal.
Bt-Biotita,
Ep-Epidoto.
Foto
com
polarizadores cruzados. Amostra BM0014009, furo
URN001 - BAMIN.
4.4. Metamorfismo
A partir da caracterização petrológica/petrográfica das unidades que compõem a
SMVU, foi possível observar a existência de duas paragêneses principais, que se referem ao
metamorfismo regional e às associações mineralógicas que caracterizam processos
metassomáticos/hidrotermais tardios. Nos furos de sondagem estudados predominam rochas
metamáficas/anfibolíticas, metapelitos, formações ferríferas e metagranitoides, todas
submetidas a ação do metamorfismo regional. A paragênese metamórfica associada ao
metamorfismo regional encontra-se discriminada na tabela 4.13.
De acordo com Bucher & Grapes (2011), durante o metamorfismo prógrado das
rochas máficas, estas apresentarão uma paragênese composta basicamente por plagioclásio e
hornblenda durante a fase inicial e intermediária do fácies anfibolito (anfibolito baixo a
médio), persistindo até aproximadamente 650ºC, quando começa a ser substituída por uma
paragênese mineralógica composta por clinopiroxênio e granada. Ainda segundo estes
autores, em rochas metapelíticas, a aparição da estaurolita ocorre a uma temperatura de
470ºC, com desaparecimento em torno 690ºC. A presença deste mineral nas rochas
metapelíticas sugere, assim como a presença de plagioclásio e hornblenda em rochas
metamáficas, condições metamórficas típicas do fácies anfibolito.
122
Tabela 4.13 - Paragênese mineralógica característica do metamorfismo regional para os grupos de rocha da SMVU.
Paragênese do Metamorfismo Regional - SMVU
Metamáficas/Anfibolitos
Metapelitos
Formações Ferríferas
Metagranitoides
Plagioclásio
Biotita
Quatzo
Quartzo
Magnesiohornblenda
Granada
Hematita
Microclina
Quartzo
Estaurolita
Grunerita
Plagioclásio
─
Mica Branca
─
Biotita
As Formações Ferríferas, segundo James (1954), quando não metamorfizadas e não
lixiviadas, são constituídas por um fino bandamento composto por chert, jaspe ou quartzo,
hematita, silicatos de ferro e carbonatos de ferro. Segundo este autor, estas rochas são
comumente anidras, podendo, localmente, apresentar hidróxidos de ferro em sua composição.
Muitas vezes o metamorfismo destas rochas, quando submetidas à ação do metamorfismo de
médio/alto grau, pode ser representado apenas pelo crescimento dos grãos de quartzo e óxido
de ferro (JAMES, 1954). Com a progressão do metamorfismo reações de devolatização
podem ocorrer, convertendo carbonatos e silicatos de ferro, principalmente, em anfibólios
ricos em Fe que constituem os minerais da série grunerita-cummingtonita (MILES, 1943;
CHAKRABORTY, 1958; FORBES, 1977; GROSS, 1996b, KLEIN, 2005).
A grunerita-cummingtonita é um dos maiores constituintes das formações ferríferas
bandadas metamorfizadas em médio a alto grau e sua ocorrência é basicamente restrita aos
sedimentos ricos em ferro, sendo raramente encontrada em rochas ígneas (FORBES, 1977).
Com relação à sua formação, sabe-se que este mineral pode se formar a partir da alteração de
carbonatos e silicatos ricos em ferro e, segundo Klein (1983, 2005), as principais reações para
formação este mineral são:
(i)
A partir da minessotaíta
7Fe3Si4O10(OH)2 →3Fe7Si8O22(OH)2 + 4SiO2 + 4H2O
(minessotaíta)
(ii)
(grunerita)
Reação entre ferro-dolomita e quartzo:
7Ca(Fe,Mg)(CO3)2 +8SiO2 + H2O → Fe7Si8O22(OH)2 + 7CaCO3 + 7CO2
(ferro-dolomita) (quartzo)
(grunerita)
(calcita)
(iii) Reação entre siderita e quartzo:
8(Fe,Mg)CO3 +8SiO2 + H2O → Fe7Si8O22(OH)2 + 7CO2
(siderita) (quartzo)
(grunerita)
123
Não raramente pode-se observar a grunerita-cummingtonita em associação com
anfibólios cálcicos, mais comumente os da série actinolita-tremolita e hornblenda. De acordo
com Klein (2005), esta associação pode ser gerada, por exemplo, a partir da reação entre
siderita e ferro-dolomita, quais sejam:
14Ca(Fe0,5,Mg0,5)(CO3)2 +16SiO2 + 2H2O →
(ferro-dolomita)
(quartzo)
Fe7Si8O22(OH)2 + Ca2Mg5Si8O22(OH)2 + 14(Ca0,9, Mg0,1)CO3
(grunerita)
(tremolita)
(calcita)
As associações minerais observadas durante as descrições dos furos de sondagem,
relacionadas à coexistência de anfibólios sódico-cálcicos e grunerita-cummingtonita, assim
como deste mineral com, granada e magnetita são, segundo Klein (1983, 2005), estáveis entre
as zonas de médio a alto grau (Figura 4.4). Os poucos estudos e experimentos realizados no
sentido de determinar a temperatura de estabilidade da grunerita-cummingtonita, dentre eles
os estudos de Klein (1973;1983;2005), Forbes (1977), Stephenson (1979), propõem que os
limites de estabilidade da grunerita estejam em torno de 300º-700ºC.
O metamorfismo hidrotermal tardio refere-se ao processo de alteração das rochas
metamorfizadas regionalmente, correspondendo à fase retrógrada. Estes processos serão
discutidos e sintetizados, conforme descrito anteriormente, no capítulo 5 desta monografia.
Associado à zona de alteração hidrotermal tem-se a presença de microclina, plagioclásio,
anfibólios sódico-cálcicos (winchita, edenita, cannilloita, actinolita e tremolita), gruneritacummingtonita, quartzo, biotita, mica branca, epidoto, turmalina, apatita, granada, carbonato,
hematita, magnetita, pirita e calcopirita. A presença dessa associação e as relações sin a tarditectônicas sugerem que a alteração hidrotermal existente na SMVU seja de alta temperatura,
em condições onde seria possível recristalizar os grãos de feldspato. Dessa forma, pode-se
propor para a SMVU condições de metamorfismo regional em torno de 550-650ºC, no fácies
anfibolito médio, com metamorfismo hidrotermal no fácies anfibolito baixo e xisto verde
alto/médio (550 – 450º?).
124
Figura 4.4 - Gráfico de estabilidade mineral, enfatizando as zonas de
estabilidade da grunerita, actinolita, magnetita, hematita e granada
(Modificado de KLEIN, 1983; 2005).
125
CAPÍTULO V- MODELO DE ALTERAÇÃO HIDROTERMAL E
IMPLICAÇÃO METALOGENÉTICA
5.1. Introdução
O levantamento petrográfico aliado à análise microestrutural permitiu verificar que a
alteração hidrotermal foi um processo que levou à profunda modificação da trama e
mineralogia da rocha. Essa alteração possivelmente ocorreu, em parte, durante as fases
deformacionais que deram origem à foliação deformacional das rochas da SMVU e, em parte,
tardiamente à essa deformação.
Nesse capítulo serão sintetizados os principais processos de alteração hidrotermal
descritos e propor um modelo preliminar de evolução metalogenética para o depósito de ferro
estudado.
5.2. Síntese da Geologia Estrutural
A área ocupada pela Sequência Metavulcanossedimentar Urandi possui um arcabouço
estrutural bastante complexo, resultante da atuação de uma deformação heterogênea e
progressiva composta por diferentes fases deformacionais que se sobrepuseram no decorrer da
sua evolução.
O estudo realizado por Figueiredo (2009) demonstrou que a SMVU foi submetida a
três fases deformacionais progressivas, quais sejam Dn, Dn+1 e Dn+2 (Figura 5.1). A fase Dn
126
estaria relacionada à nucleação de uma foliação milonítica (Sn), lineação de estiramento
mineral (Lxn) assinalada pelo quartzo, biotita e anfibólio nas formações ferríferas, metapelitos
e rochas metamáficas, respectivamente. Esta fase seria responsável, também pela nucleação
de boudins e estruturas do tipo S/C, além da colocação de diques pegmatoides, veios de
quartzo e uma família de veios preenchidos por hematita, como possível observar em lâmina.
Estas estruturas foram posteriormente rotacionadas pela Dn+1, a segunda fase
deformacional, desenvolvendo dobras assimétricas com parasíticas, além de zonas de
cisalhamento compressionais oblíquas, reversas a reversas sinistrais. Segundo este autor, a
última fase deformacional, Dn+2, foi responsável pela formação de zonas de cisalhamento com
trend geral NE-SW e cinemática reversa a reversa destral, além da nucleação de uma foliação
milonítica (Sn+2) orientada NE-SW e uma lineação de estiramento mineral (Lxn+2), além de
fraturas posicionadas E-W, com assimetrias sinistrais e destrais. Zonas de cisalhamento com
orientação E-W e movimento sinistral também foram, possivelmente, nucleadas nesta fase.
Figura 5.1 - Modelo deformacional proposto por Figueiredo (2009) para a
SMVU.
127
5.3. Síntese da Alteração Hidrotermal
Como forma de sistematizar as observações realizadas durante os estudos
petrográficos, apresenta-se, na tabela 5.1 e na figura 5.2, uma síntese dos principais processos
hidrotermais identificados nas rochas da Sequência Metavulcanossedimentar Urandi, bem
como sua relação com a foliação deformacional e os principais indícios que possibilitaram a
separação e identificação destes processos responsáveis pela modificação das rochas e, muitas
vezes, pela reconcentração da mineralização de ferro da SMVU.
A análise da figura 5.2 permite verificar que com o aumento da profundidade há um
aumento progressivo da quantidade de ferro, grunerita, sulfetos, granada, carbonatos e, por
vezes, da quantidade de sílica. Em contraposição, com a diminuição da profundidade,
geralmente observa-se o enriquecimento em potássio, assinalado pelas crescentes quantidades
de biotita e microclina, sódio/cálcio, assinalado pela crescente quantidade de anfibólio
metassomático e plagioclásio. Nas zonas intermediárias, comumente em proximidade com as
faixas onde predominam os granitoides, observa-se um aumento progressivo em epidoto,
turmalina e apatita. Essa gradação composicional sugere que durante o processo hidrotermal o
fluido foi modificando progressivamente sua composição.
Além disso, verifica-se que o processo de alteração hidrotermal é bastante
heterogêneo. Nesse sentido a figura 5.3 mostra a modificação mineralógica desde as rochas
menos alteradas até as mais hidrotermalizadas. Estas rochas convergem para a formação dos
hidrotermalitos, rochas onde a determinação do protólito torna-se bastante difícil. Nos
granitoides, por exemplo tem-se o aumento progressivo da quantidade de biotita, mica branca,
granada, epidoto e minerais opacos, ao mesmo tempo em que diminui relativamente a
quantidade de quartzo, plagioclásio e microclina, que constituem os minerais prógrados deste
litotipo. Nas rochas máficas observa-se um aumento progressivo na quantidade de minerais
opacos e biotita, em detrimento à diminuição dos minerais primários da rocha,
magnesiohornblenda e plagioclásio.
Nas formações ferríferas da zona de alteração hidrotermal, a presença de microclina,
plagioclásio, carbonato, epidoto, turmalina, apatita e granada se constitui exótica em relação
ao que se esperava encontrar para uma rocha com protólito típico de itabiritos. Outra feição
relevante é a presença de veios tardios de hematita e sulfetos (pirita e calcopirita),
preenchendo fraturas perpendiculares e paralelas à foliação. Comumente observou-se a
predominância de magnetita esqueletiforme nas rochas hidrotermalizadas e a quantidade de
sulfetos aumentou progressivamente com o aumento da profundidade e intensidade de
128
alteração hidrotermal. Nas rochas menos hidrotermalizadas constata-se a predominância de
hematita e ausência de sulfetos. Além disso, muito comum nas formações ferríferas é o
crescimento de anfibólios metassomáticos. Estes foram dosados e classificados como como
edenita, winchita, canniloita, actinolita e tremolita que, de acordo com a classificação de
Leake et. al. (1997), são anfibólios cálcicos a sódio-cálcicos.
Foram elaborados gráficos com os dados obtidos através da química mineral (Tabelas
4.2 e 4.10), e utilizando-se deles foi possível fazer uma comparação dos anfibólios
encontrados nas formações ferríferas com os anfibólios dosados nas rochas máficas pouco
alteradas pelo hidrotermalismo. Observando a figura 5.4 verifica-se expressiva diferença entre
a maioria dos anfibólios ígneos/metamórficos dos anfibólios metassomáticos. Os anfibólios
ígneos/metamórficos, encontados nas rochas metamáficas/anfibolíticas, são mais ricos em
Fe+2, Al e Mg, sendo relativamente empobrecidos em Na e Fe+3. Isto corrobora com a faixa de
temperatura estimada para o metamorfismo regional na SMVU. Alguns dos anfibólios
dosados para as rochas metamáficas apresentam características muito similares aos anfibólios
metassomáticos encontrados nas formações ferríferas hidrotermalizadas. Estes anfibólios
foram classificados, utilizando-se a classificação proposta por Leake et. al (1997), como
cummingtonita, um anfibólio do grupo Mg-Fe-Mn-Li. Tendo em vista que a existência desse
mineral em rochas ígneas é improvável e rara, sugere-se que este seja uma fase transicional
entre os minerais mais preservados e os hidrotermalizados, confirmando, como mostrado
neste trabalho, que mesmo as rochas classificadas como “preservadas” sofreram algum grau
de alteração hidrotermal.
Observando-se os gráficos Al(IV) x Al(VI) e Al(IV) x (Na+K)A verifica-se que a
razão destes elementos nos anfibólios tipicamente ígneos/metamórficos é bastante elevada
quando relacionada à cummingtonita e anfibólios metassomáticos. Levando em consideração
que o conteúdo de Al(IV) e álcalis diminuem progressivamente com a diminuição da
temperatura e o conteúdo de Al (IV) aumenta durante a transição da e transformação do
clinopiroxênio em granada e hornblenda (KOSTYUK & SOBOLEV, 1969), confirma-se o
metamorfismo regional para a SMVU a temperaturas no fácies anfibolito médio/alto e
metamorfismo hidrotermal em condições do fácies anfibolito baixo a xisto-verde alto,
formando anfibólios cálcicos e sódico-cálcicos cuja temperatura de estabilidade varia entre
450-550ºC. Um metamorfismo hidrotermal nestas condições de temperatura corrobora com a
presença de uma paragênese cálcica de alteração hidrotermal (anfibólios, plagioclásios
cálcicos, epidoto) e para a presença de grãos de feldspatos hidrotermais e recristalizados.
129
Tabela 5.1 - Síntese dos processos de alteração hidrotermal identificados durante a petrografia e sua relação com a deformação existente nas rochas da SMVU.
Provável relação com
Processo de
Alteração Hidrotermal
Fotografias
a foliação
Argumento
deformacional
da
monografia
Observa-se a presença de zonas deformadas ricas em microclina nas rochas metapelíticas,
nas formações ferríferas, bem como nos hidrotermalitos. As zonas enriquecidas neste mineral
podem formar bandas paralelas à foliação milonítica da rocha, onde a microclina encontra-se
Potassificação
poligonizada.
Sin-tectônica
(K-feldspatização)
Nas rochas metapelíticas, formações ferríferas e hidrotermalitos este mineral comumente
4.28; 4.54;
4.81
associa-se à biotita. Além disso, nas formações ferríferas hidrotermalizadas este mineral é
também encontrado nas bandas com predominância de hematita; magnetita, anfibólio
metassomático e epidoto. São grãos poligonizados e com bordas curvilíneas a embaiadas.
4.30; 4.32;
Potassificação
Sin-tectônica
(Biotitização)
Formação de zonas deformadas ricas em biotita que podem ocorrer orientada segundo a
foliação da rocha, bem como incluindo os minerais que compõem a matriz da rocha.
4.33; 4.37;
4.39; 4.49;
4.58; 4.71
130
Provável relação com
Processo de
Alteração Hidrotermal
Fotografias
a foliação
Argumento
da
deformacional
monografia
Observa-se a presença de zonas ricas em plagioclásio
nas formações ferríferas e
hidrotermalitos. As zonas enriquecidas neste mineral são paralelas à foliação milonítica da
Enriquecimento em
rocha. Nessas rochas, este mineral comumente se associa à biotita e zonas com formação de
Sin-tectônico
plagioclásio
K-feldspato.
4.27; 4.50;
4.83
Nestas rochas este mineral está associado com domínios onde se observa grandes
quantidades de magnetita/hematita, nas bandas onde também ocorrem anfibólios.
Observa-se a presença de veios ricos em quartzo com granulometria superior a 1,0 mm
que formam bandas quartzosas paralelizadas à foliação milonítica das rochas. Estas zonas se
Silicificação
Sin a tardi-tectônica
apresentam bastante deformadas, com extinção ondulante moderada/alta e feições de
recristalização. Esses veios foram observados nas rochas metamácias, nos hidrotermalitos e
nas formações ferríferas. Além de paralelizadas, observam-se zonas de silicificação que
truncam a rocha.
4.8; 4.9;
4.17; 4.43;
4.60
131
Processo de Alteração
Provável relação
Hidrotermal
com a foliação
Fotografias
Argumento
da
monografia
deformacional
4.3; 4.5;
Nas amostras de mão, seções polidas e delgadas analisadas, pode-se verificar a
Metassomatismo
Sin a tardi-tectônico
Férrico
4.8; 4.9;
existência tardia de veios de hematita que ocorrem preenchendo fraturas paralelas à
4.15; 4.16;
foliação milonítica ou truncando essas estrutura em rochas metamáficas, granitoides,
4.17; 4.25;
formações ferríferas e hidrotermalitos, sugerindo uma colocação, nesse caso, tardi-
4.35; 4.36;
tectônica. Muitas vezes observa-se que esses veios retrabalham as fácies da formação
4.44; 4.45;
ferrífera já metamorfizadas.
4.46; 4.53;
4.61; 4.65
Nas amostras da formação ferrífera observou-se a presença de anfibólios cálcicos
Crescimento de
anfibólio
metassomático
Sin a tardi-tectônico
a sódico-cálcicos (winchita, edenita, cannilloita, actinolita e tremolita) formando
porfiroblastos e grãos menores com orientação preferencial ou discordantes com
relação à foliação.
4.26; 4.52
132
Provável relação
Processo de Alteração
Hidrotermal
Fotografias
com a foliação
Argumento
deformacional
da
monografia
Intertectônica/intercinemática: presença de blastos contornados pela foliação
externa e contendo inclusões que formam uma foliação interna discordantes da
foliação externa. Comumente essas inclusões orientadas são perpendiculares à
foliação externa.
4.12; 4.13;
4.14; 4.15;
Crescimento de
Inter, sin e tardi-
Granada-Granatização
tectônico
Sin-tectônica: os blastos desenvolvem feições sigmoides ou do tipo “snow-ball”
que, embora incipientes, acompanham a foliação externa. Além disso, tem-se também
granadas alongadas no sentido do front de alteração hidrotermal, paralelizadas à
4.62; 4.72;
4.73; 4.74;
4.75
foliação externa.
Tardi-tectônica: presença de blastos que apresentam faces mais definidas e a
foliação externa não deflexiona ao seu redor.
Observada pela presença de grãos de carbonato paralelizados segundo a foliação
da rocha, sugerindo uma formação sin-tectônica. Quando este mineral constitui veios,
Carbonatação
Sin a tardi-tectônica
nota-se que estes truncam a foliação dos hidrotermalitos, sugerindo uma formação
tardia à foliação. Além disso, observou-se formação tardia deste mineral nas bordas
dos anfibólios metassomáticos das formações ferríferas hidrotermalizadas.
4.56; 4.77;
4.78
133
Provável relação
Processo de Alteração
Hidrotermal
Fotografias
com a foliação
Argumento
deformacional
monografia
Formação de mica branca nas bordas e em fraturas dos grãos de plagioclásio e
Sericitização
Sin a tardi-tectônica
da
microclina. A mica branca pode ocorrer orientada segundo a foliação da rocha, bem
como sem orientação preferencial.
4.19; 4.30;
4.32; 4.33;
4.40; 4.63;
4.82.
Nas seções polidas analisadas verificou-se a presença de pirita preenchendo
planos de fratura nos minerais que compõem os hidrotermalitos, rochas máficas e
Formação de Sulfetos
formações ferríferas. Além disso, este mineral ocorre bordejando e envolvendo grãos
4.5; 4. 6;
de magnetita, sugerindo uma formação tardi-tectônica.
4.7; 4.47;
Tardi-tectônica
A formação da calcopirita foi tardia à formação da pirita, tendo em vista a
presença deste mineral sempre nas zonas periféricas da pirita e da magnetita. Além
disso, este sulfeto pode ocorrer preenchendo fraturas na hematita e envolvendo grãos
de hematita e magnetita.
4.48; 4.68;
4.69; 4.70.
134
Provável relação
Processo de Alteração
Hidrotermal
Fotografias
com a foliação
Argumento
da
deformacional
monografia
Formação de prismas de turmalina que em geral ocorrem sem orientação
Turmalinização
Tardi-tectônica
preferencial em granitoides, metapelito, assim como nos hidrotermalitos e nas
formações ferríferas hidrotermalizadas.
4.18; 4.24;
4.80
Formação de grãos de epidoto em hidrotermalitos, granitoides modificados e nas
formações
Epidotização
Tardi-tectônica
ferríferas
hidrotermalizadas.
Comumente
ocorre
sem
orientação
preferencial e nas formações ferríferas hidrotermalizadas foi possível verificar a
formação deste mineral a partir de grãos de anfibólio metassomático, sugerindo uma
4.55; 4.64;
4.84
formação tardia à foliação
Observa-se a formação de prismas de apatita que podem ocorrer isolados na
matriz da rocha, bem como inclusos em grãos de quartzo, sem orientação
Formação de Apatita
Tardi-tectônica
preferencial. Observa-se a presença deste mineral em proporções diferentes, em todas
as rochas estudadas, sugerindo que todas elas foram submetidas à alteração
hidrotermal, em graus diferenciados.
4.29; 4.34;
4.57
135
Figura 5.2 - Seção de correlação entre os três furos (URN001, URN002 e URN0017) de sondagem estudados, assinalando o diferentes tipos litológicos e os processos de alteração hidrotermal mais expressivos
136
Figura 5.3 - Gráficos comparativos da variação composicional das rochas preservadas, intermediárias e hidrotermalizadas da SMVU.
137
Figura 5.4 - Gráficos composicionais comparativos entre anfibólios das formações ferríferas hidrotermalizadas e rochas
metamáficas preservadas.
138
5.4. Discussão dos Resultados
A partir dos estudos petrográficos realizados e os resultados expostos no presente
trabalho, pode-se concluir que as rochas da Sequência Metavulcanossedimentar Urandi
sofreram metamorfismo regional de fácies anfibolito e forte alteração hidrotermal. Essa
alteração é predominantemente sin a tardi-tectônica à foliação milonítica que abrange os
litotipos desta sequência e, possivelmente, está relacionada com fluidos advindos de
granitoides paleoproterozoicos da região.
A alteração hidrotermal pode, muitas vezes, ser pervasiva, destruindo todas ou a maior
parte das características primárias das rochas, bem como moderadamente pervasiva, onde
ainda é possível reconhecer as características dos protólitos das rochas hidrotermalizadas. As
descrições petrográficas das rochas da SMVU permitiram reconhecer rochas com graus
variados de hidrotermalismo, desde as encaixantes, onde a alteração é incipiente até os
hidrotermalitos, onde não é mais possível identificar o protólito.
Com relação às rochas metamáficas tem-se: a) rochas menos modificadas/mais
preservadas, caracterizadas pela composição majoritária de magnesiohornblenda e
plagioclásio (bytownita), com poucos, mas presentes, indícios de silicificação e formação de
óxidos de ferro e sulfetos. Essas rochas foram interpretadas como de natureza metabasáltica,
de caráter vulcânico; b) rochas moderadamente modificadas, cujas transformações podem
variar desde o desenvolvimento de zonas com biotitização incipiente com raras injeções de
veios com magnetita, pirita, calcopirita e quartzo até o desenvolvimento de zonas fortemente
biotitizadas, hematititzadas e sulfetadas, silicificadas, turmalinizadas e granatizadas,
destruindo completamente as feições primárias desta.
Com relação aos metapelitos, observou-se que os sedimentos primariamente
depositados foram completamente metamorfizados com desenvolvimento de biotita, granada
e estaurolita. As feições de alteração hidrotermal estão relacionadas com a presença de
minerais de natureza metassomática/hidrotermal que pode ser traduzida pelas associações de
turmalina, microclina, quartzo e apatita.
Assim como os metapelitos e rochas metamáficas, os granitoides também se
apresentaram hidrotermalizados em graus variados. A alteração pode ser incipiente, moderada
a fortemente pervasiva. Alguns granitoides mostraram-se pouco hidrotermalizados,
demonstrando a preservação de sua texturas primárias, outros foram encontrados fortemente
hidrotermalizados com a formação de uma paragênese composta por mica branca, biotita,
quartzo, turmalina, apatita, carbonato, minerais opacos e granada.
139
Com relação às formações ferríferas, tem-se um conjunto tipicamente itabirítico,
composto por grunerita-cummingtonita, hematita e quartzo e um outro grupo com presença de
magnetita, actinolita, tremolita, winchita, edenita, cannilloita, turmalina, apatita, epidoto,
microclina, biotita, plagioclásio, titanita e veios tardios de hematita, pirita e calcopirita em
graus proporcionais a alteração hidrotermal.
Analisando-se essas rochas, pode-se notar que elas foram metamorfizadas, pelo
menos, no fácies anfibolito/médio grau e, concomitantemente a posteriormente à este
metamorfismo e nucleação da foliação milonítica, foram submetidas a ação de um evento
hidrotermal responsável pela configuração atual das rochas que compõem a SMVU. Pode-se
sugerir, a partir das observações das paragêneses hidrotermais formadas, que estas rochas
foram submetidas a interações com fluidos ricos em H2O, CO2, K, Si, Fe, B,P, S, Na, Ca
elementos que podem estar associados aos fluidos graníticos de idade riaciano-orosiriana,
relacionados às intrusões graníticas alcalinas abundantes na região do entorno da SMVU.
5.5. Tipologia do Minério de Ferro na SMVU
A partir dos estudos da alteração hidrotermal e de suas feições diagnósticas, observase que na SMVU podem ser classificados dois tipos principais de mineralização denominados
de tipo I e tipo II. Neste contexto, tem-se a mineralização tipo I, de origem primária
sedimentar, predominantemente hematítico com ganga quartzosa (Fotomicrografia 5.1), que
formam níveis que se alternam originando bandamentos metamórfico/deformacionais
regulares (Fotografia 5.1). Esta mineralização é itabirítica da fácies óxido e silicato e
encontra-se metamorfizada em grau metamórfico médio/fácies anfibolito, sugerido pela
presença da grunerita-cummingtonita. A formação dessa mineralização está associada com a
composição do protólito que foi metamorfizado e deformado, com hidrotermalização local
nos fronts principais de alteração. Nessas rochas, incipientes feições de alteração foram
observadas e são assinaladas pelo desenvolvimento de zonas de potassificação (formação de
microclina), enriquecimento em plagioclásio, enriquecimento em apatita e turmalinização.
Nas rochas com predominância da mineralização do tipo I, mas transicionais ao tipo
II, pode-se verificar o desenvolvimento de porfiroblastos de anfibólio metassomático.
A mineralização do tipo II, assim como a do tipo I, apresenta-se bandada. Este
bandamento, no entanto, apresenta-se irregular e descontínuo, muitas vezes pode estar ausente
e esta mineralização ocorre de forma mais maciça (Fotografia 5.2). Apresenta uma
composição basicamente constituída por ganga quartzosa que se alterna a níveis de minério
140
magnetítico, com baixo teor de TiO2. A magnetita é xenoblástica e orienta-se segundo a
foliação da rocha (Fotomicrografia 5.2).
Fotomicrografia 5.1 - Composição puramente hematítica da
mineralização do tipo I. Foto em luz refletida, com
polarizadoes cruzados. Amostra BM0034885, furo URN0017
- BAMIN.
Fotografia 5.1 - Bandamento metamórfico/deformacional
regular, originado pela alternância de níveis hematíticos
com níveis quartzosos na mineralização do tipo I. Furo de
sondagem - BAMIN.
Fotografia 5.2 - Bandamento metamórfico/deformacional
irregular nas rochas que comportam a mineralização do tipo II.
Por vezes a mineralização ocorre de forma mais maciça (seta
em amarelo). Furo URN0017 - BAMIN.
Fotomicrografia 5.2 - Mineralização do tipo II composta
predominantemente por magnetita. Foto em luz refletida,
com polarizadores cruzados. Amostra BM0014032, furo
URN002 - BAMIN.
A mineralização do tipo II apresenta-se cortada por veios tardios compostos por
hematita, pirita e calcopirita, que ocorrem preenchendo fraturas nas rochas, sugerindo um
caráter tectono-controlado (Fotomicrografias 5.3 e 5.4). Estas fraturas podem tanto ocorrer
perpendiculares à foliação, quanto paralelas à mesma. A pirita, assim como a hematita, ocorre
envolvendo os grãos de magnetita, originando feições de embaiamento e pequenas “ilhas de
magnetita” imersas nestes minerais. Já a calcopirita ocorre associada às zonas periféricas dos
grãos de magnetita e veios de pirita, ocorrendo nas bordas desses minerais. A mineralização
do tipo II encontra-se associada a uma paragênese composta por quartzo, anfibólios
141
metassomáticos
(winchita,
edenita,
cannilloita,
actinolita
e
tremolita)
grunerita-
cummingtonita e granada, além de grãos de carbonato, epidoto, microclina, plagioclásio,
turmalina, apatita, titanita e biotita.
A gênese da mineralização do tipo II provavelmente está associada à remobilização de
ferro da formação da mineralização do tipo I por fluidos graníticos que intrudem a SMVU e
precipitação em um ambiente mais redutor, com formação de magnetita (Figura 5.5). Um
argumento para esta afirmação é a presença, nesse minério, de apatita, titanita e turmalina que
constitiuem minerais tipicamente relacionados a fluidos graníticos (BIONDI, 2003). Dessa
forma, pode-se a mineralização do tipo II como Ironstone Hidrotermal. Questões interessantes
sobre a gênese desta mineralização podem ser representadas pela presença de minério
magnetítico, cortado por veios hematíticos, além da associação com sulfetos de cobre
(calcopirita e pirita) que pode estar relacionado a presença de um fluido que fracionou e foi
responsável pela precipitação de hematita, magnetita e sulfetos, sugerindo modificação da
fugacidade de oxigênio e enxofre no líquido.
Fotomicrografia 5.3 - Veio composto por hematita
preenchendo fraturas e truncando a mineralização do tipo II,
predominantemente magnetítica. Amostra BM0034890, furo
URN0017 – BAMIN.
Fotomicrografia 5.4 - Pirita preenchendo fraturas
paralelas à foliação da rocha que comporta a mineralização
do tipo II. Amostra BM0014032, furo URN002 – BAMIN.
5.6. Modelo Genético Preliminar
Embora estes estudos sejam preliminares e necessitem de um maior aprofundamento
com relação a realização de estudos litogeoquímicos, microquímicos mais aprofundados,
geocronológicos, inclusões fluidas e isotópicos para conseguir definir a ambiência tectônica,
informações sobre a salinidade, temperatura e fonte do (s) fluido (s) que alteraram as rochas
142
da Sequência Metavulcanossedimentar Urandi, pode-se propor um modelo metalogenético
preliminar para esta sequência (Figura 5.5).
Frente aos dados obtidos com observações de campo e petrológicas pode-se concluir
que a SMVU possui uma fonte de ferro, a formação ferrífera bandada primária/sedimentar,
que pode ter sido lixiviada, possibilitando a reconcentração do minério de ferro tipo II. Além
disso, observa-se a presença de colocação de granitoides do Batólito Monzo-Sienítico
Guanambi-Urandi-BSMGU e/ou apófises graníticas do Complexo Santa Isabel-CSI, com
liberação de fluidos hidrotermais.
A presença desse fluido hidrotermal com fonte, provavelmente do granito do BMSGU,
sugere uma interação deste com os protólitos da SMVU e transporte de elementos químicos
como H2O, CO2, K, Si, Fe, B, P, S, Na, Ca. Nesse episódio houve a formação de uma
paragênese mineralógica que se superpõe no tempo e espaço qual seja:

Sin-tectônica: microclina, biotita e plagioclásio;

Tardi-tectônica: quartzo, hematita, magnetita, pirita, calcopirita, winchita,
edenita, cannilloita, actinolita, tremolita, granada, carbonato, mica branca,
turmalina, epidoto e apatita.
Baseado nos trabalhos de Hitzman (1992; 2000), Niiranen et. al. (2003; 2005),
Corriveau (2007), Augusto et. al. (2008) e Costa (2010), pode-se sugerir que possivelmente o
minério do tipo II está associado com depósitos do tipo Iron Oxide-Copper-Gold-IOCG, com
similaridades entre o tipo Kiruna e o tipo Skarn Férrico, segundo a classificação proposta por
Gandhi (2003, 2004). Entretanto, como pode ser deduzido pelas relações microestruturais, há
hidrotermalismo durante a formação da foliação Sn do depósito. Logo, pode-se, também,
aventar que em parte, o hidrotermalismo sin-tectônico pode estar relacionado com modelos
associados a depósitos orogênicos.
143
Figura 5.5 - Modelo genético preliminar proposto para a alteração hidrotermal e mineralização da SMVU.
144
CAPÍTULO VI – CONCLUSÕES
A partir do que foi apresentado e extensivamente discutido pode-se concluir que:
a) Na porção da Sequência Metavulcanossedimentar Urandi estudada tem-se como
protólito metamórfico as rochas metamáficas, metapelíticas, as rochas itabiríticas/formações
ferríferas e os granitoides. Estas rochas foram metamorfizadas em condições do fácies
anfibolito,
com
limites
de
temperatura
inferiores
reveladas
pela
presença
de
magnesiohornblenda em rochas máficas, estaurolita em rochas metapelíticas e grunerita nos
itabiritos.
b) Essas rochas foram submetidas a estágios variados de alteração hidrotermal. Nesse
sentido, nas rochas metamáficas, observou-se um aumento da quantidade de minerais opacos
(magnetita, pirita e calcopirita) e biotita, em detrimento à redução da quantidade de
plagioclásio e magnesiohornblenda. Nas rochas metapelíticas, observou-se uma redução dos
teores de biotita e mica branca, aumentando progressivamente os teores de minerais opacos,
granada e grunerita nestas rochas. Já nas rochas itabiríticas, observou-se o aumento gradual da
quantidade de óxido de ferro e sulfetos, assim como biotita. Nos granitoides observou-se um
aumento progressivo da quantidade de de biotita e mica branca, com diminuição expressiva
da quantidade de minerais primários, como quartzo, microclina e plagioclásio.
c) Existem dois tipos de mineralização na SMVU: i) mineralização do tipo I, origem
primária – Formação Ferrífera Bandada e ii) mineralização do tipo II, origem secundária –
Ironstone Hidrotermal. A mineralização primária refere-se a uma formação ferrífera
145
sedimentar clássica, composta pela alternância de níveis predominantemente hematíticos com
magnetita subordinada com níveis ricos em quartzo, poucas feições de hidrotermalismo,
sugerido pela presença de poucos grãos de k-feldspatos nos seus bandamentos e
metamorfizado no fácies anfibolito, visto a presença do anfibólio da série gruneritacummingntonita. A mineralização secundária é constituída predominantemente por magnetita,
possuindo também a alternância de níveis ricos em magnetita com níveis ricos em quartzo,
carbonato, turmalina, apatita, anfibólios (actinolita-tremolita, edenita, winchita e gruneritacummingtonita), epidoto, microclina e plagioclásio. Esta mineralização também possui
calcopirita e pirita subordinadas e é truncada por veios hematíticos tardios. É tectonocontrolada, forma grandes zonas de substituição, assinalada pela presença de feições de
embaiamento originadas pelo intercrescimento simplectítico da magnetita, hematita e sulfetos
com ou outros minerais da rocha, além disso pode ocorre sobre a forma de veios que
preenchem fraturas existentes na rocha
d) Diante das feições e características discutidas, bem como pelos indícios
encontrados, pode-se propor um modelo do tipo Iron Oxide-Copper-Gold-IOCG do tipo
Kiruna ou Skarn Férrico para o depósito da SMVU, podendo, também, ter havido
contribuição orogênica nesse depósito.
e) De forma a ampliar os conhecimentos sobre a evolução da SMVU, bem como
melhor definição da sua evolução metalogenética, propõe-se a realização de estudos mais
específicos e detalhados, como a realização de inclusão fluidas e estudos isotópicos,
principalmente isótopos de S. Estes estudos se fazem necessários para definir a proveniência
dos fluidos hidrotermais responsáveis pelas grandes remobilizações observadas (se crustal ou
magmática), bem como determinar a relação entre a precipitação de magnetita, os veios
hematíticos tardios e a presença de sulfetos nas periferias da mineralização magnetítica com
os fluidos da região, determinando se houve a existência de fluidos diferentes ou se a
precipitação destes minerais se propiciou apenas por uma modificação na fugacidade de
oxigênio do fluido.
146
REFERÊNCIAS
ALMEIDA, F. F. O Cráton do São Francisco. Rev. Bras. Geoc., 1977, 4: 349-364.
ALMEIDA, F.F.M. DE; HASUI, Y.; NEVES, B.B.B. & FUCK, R.A. Brazilian structural
provinces: an introduction.Earth Science.Rev. 1981, 17: 291-317.
ALKMIM, F. F., BRITO NEVES, B. B., ALVES, J. A. C. Arcabouço tectônico do Cráton do
São Francisco – uma revisão. In: Dominguez, J.M. & Misi, A. (eds) O Cráton do São
Francisco. Reunião Preparatória do II Simpósio sobre o Cráton do São Francisco.
Salvador, SBG/ Núcleo BA/SE/SGM/CNPq, 1993, 45-62.
ALKMIM, F.F.& MARTINS-NETO, M. A. A Bacia Intracratônica do São Francisco:
Arcabouço Estrutural e Cenários Evolutivos. In: Bacia do São Francisco, Geologia e
Recursos Naturais. 1ª ed. Belo Horizonte: Sociedade Brasileira de Geologia - Núcleo
Minas Gerais, 2001, Cap. II, p. 9-30.
ALKMIM, F.F., PEDROSA-SOARES, A.C, NOCE, C. M., CRUZ, S.C.P. Sobre a Evolução
Tectônica do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental. GENOMOS, 2007, 15 (1): 25 – 43.
ARCANJO, J. B., MARQUES-MARTINS, A. A., LOUREIRO, H. S. C., VARELA, P. H. L.
Projeto Vale do Paramirim, Bahia: geologia e recursos minerais. Salvador, CBPM. Série
arquivos abertos, 2005, 22:82p.
AUGUSTO, R. A., MONTEIRO, L. V. S., XAVIER, R. P., SOUZA FILHO, C. R. Zona de
alteração hidrotermal e paragênese do minério de cobre do Alvo Bacaba, Província
Mineral de Carajás (PA). Revista Brasileira de Geologia, 2008, 38 (2): 263-277.
BABINSKI, M.; PEDREIRA, A.; BRITO-NEVES, B. B.; VAN-SCHMUS, W. R.
Contribuição à geocronologia da Chapada Diamantina. In: SBG, Simpósio Nacional de
Estudos Tectônicos, 7, Anais, 1999, p. 118-121.
BARBOSA, J. S. F. & DOMINGUEZ J. M. L. (eds). Mapa Geológico do Estado da Bahia.
Escala: 1.000.000. Texto explicativo, Salvador, 1996, 382p.
BARBOSA, J. S. F. & SABATÉ, P. Geological feature and the paleoproterozoic od four
archean crustal segments of the São Francisco Craton, Bahia, Brazil. A syntesis. An. Acad.
Bras. Cienc., 2002, 2: 343-359.
BARBOSA, J. S. F. & SABATÉ, P. Colagem Paleoproterozoica de Placas Arqueanas do
Cráton do São Francisco na Bahia. In: Revista Brasileira de Geociências, 2003, 33(1Suplemento): 7-14.
BARBOSA, O. & COSTA, L. A. M da. Projeto Leste do Tocantins/Oeste do Rio São
Francisco. Fase IV mapeamento sistemático. II etapa de campo. Petrópolis: PROSPEC,
1972, v. 1a.
BIONDI, J.C. Processos Metalogenéticos e os Depósitos Minerais Brasileiros. São Paulo,
Oficina de Textos, 2003, 528p.
BORGES, J. O. Geologia do Distrito Manganesífero de Urandi-Licinio de Almeida:
Resultados Preliminares. 2008, 118p. Trabalho Final de Graduação, Curso de Geologia.
Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Salvador.
BRITO, D.C. Geologia, Petrografia e Litogeoquímica dos Diques Máficos que ocorrem na
porção sudoeste da Chapada Diamantina, Bahia, Brasil. 2008, 77p. Dissertação de
Mestrado. Inst. de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Salvador.
147
BRITO-NEVES, B. B., CORDANI, U. G., TORQUATO, J. R.Evolução geocronológica do
Precambriano no estado da Bahia. In: Inda, H.A.D. & Duarte, F.B. Geologia e Recursos
Minerais do Estado da Bahia, 3, SME-COM, 1980, pp. 1-101.
BUCHER, K. & GRAPES, R. Petrogenesis of metamorphic rocks. Springer-Verlag, Berlin.
2011. 8th ed, 441 p.
CHAKRABORTY, K. L. Metamorphism of the banded iron formations of Badampahar,
Mayurbhanj, India, and the origin of the cummingtonite-magnetite rock. Proc. Inst. Sci. of
India, 1958, 24A, nº 6: 386-391.
CORRÊA-GOMES, L.C MOTA, A.C.; TANNER DE OLIVEIRA, M.A.F.; CRUZ, M.J.M.
Província de diques máficos do Estado da Bahia. Mapa, estágio atual do conhecimento e
evolução temporal. Salvador: Superintendência de Geologia e Recursos Minerais –
SGM/SICM, 1996, 144p.
CORRIVEAU, L. Iron oxide copper-gold (±Ag ±Nb ±P ±REE ±U) deposits: A Canadian
perspective. In: Goodfellow, W.D. (Ed.) Mineral deposits of Canada: A synthesis of major
deposit-types, district metallogeny, the evolution of geological provinces, and exploration
methods: Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special
Publication, 2007, n. 5, p.307–328.
COSTA, A. F. Caracterização Petrográfica e Litogeoquímica das Rochas Encaixantes e do
Minério de Ferro da Região de Curral Novo, Piauí. 2010, 135p. Trabalho final de
graduação do curso de Geologia da Universidade Federal da Bahia.
CRUZ, S.C.P. A Interação Tectônica entre o Aulacógeno do Paramirim e o Orógeno Araçuaí
- Oeste Congo. 2004. 503p. Tese Doutorado - Instituto de Geociências, Universidade
Federal de Ouro Preto, Minas Gerais.
CRUZ S.C.P. & ALKMIM F.F. The tectonic interaction between the Paramirim Aulacogen
and the Araçuaí belt, São Francisco Craton Region, Eastern Brazil. Anais Acad. Bras.
Ciên., 2006, 78: 151-174.
CRUZ, S. C. P.; BARBOSA, J. S. F; BARBOSA, A.C.; JESUS, S.S.G.P; FIGUEIREDO,
B.S. Mapeamento Geológico na escala 1:100.000 e cadastramento de ocorrências minerais
das Folhas Espinosa (SD-23-Z-B-V) e Guanambi (SD-23-Z-B-III). Salvador, Programa
Nacional de Geologia, Convênio UFBA-CPRM-FAPEX, 2012, em preparação.
DANDERFER-FILHO, A. Geologia sedimentar e evolução tectônica do Espinhaço
Setentrional, estado da Bahia. 2000, 497. Tese de Doutoramento, Instituto de Geociências,
Universidade Federal de Brasília.
DANDERFER-FILHO, A. & DARDENNE, M. A. Tectonoestratigrafia da Bacia Espinhaço
na porção centro-norte do Cráton do São Francisco: registro de uma evolução poliistórica
descontínua. Rev. Bras. Geoc., 2002,4: 449-460.
DANDERFER-FILHO, A.; DE WAELE, B.; PEDREIRA, A. J.; NALINI, H. A. New
geochronological constraints on the geological evolution of Espinhaco basin within the São
Francisco Craton-Brazil. Precambrian Research, 2009, 170: 116–128
DOMINGUEZ, J. M. L. As Coberturas Plataformais do Proterozoico Médio e Superior. In:
BARBOSA, J.S.F .& DOMINGUEZ, J.M.L. (eds). Mapa Geológico do Estado da Bahia,
Texto Explicativo, 1996, p. 109-112.
DUSSIN, I. A. & DUSSIN, T. M. Supergrupo Espinhaço: Modelo de Evolução Geodinâmica.
GENOMOS, 1995, 3 (1): 19-26.
148
FERNANDES, P.C.E.A.; MONTES, M.L.; BRAZ, E.R.C.; MONTES, A.S.L.; SILVA, L.L.;
OLIVEIRA, F.L.L.; GHIGNONE, J.I.; SIGA Jr.; CASTRO, H.E. F. Geologia. In: Projeto
Radambrasil. Folha SD.23 Brasília. MME/SG, Rio de Janeiro, 1982, 29:25-204.
FIGUEIREDO, B.R. Minérios e Ambientes. Campinas, SP: Editora da Unicamp, 2000, 400p.
FIGUEIREDO, B. S. Mapeamento Geológico e Análise Estrutural da Sequência
Metavulcanossedimentar Urandi, Bahia. 2009, 135p. Trabalho Final de Graduação, Curso
de Geologia. Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Salvador.
FORBES, W.C. Stability relations of grunerite, Fe7Si8O22(OH)2. American Journal of
Science, 1977, 277: 735-749.
GANDHI, S.S. An overview of the Fe oxide-Cu-Au deposits and related deposit types: CIM
Montreal Mining Industry Conference and Exhibition, Canadian Institute of Mining,
Technical Paper, 2003, CD-ROM.
GANDHI, S.S. Magmatic-hydrothermal Fe oxide±Cu±Au deposits: classification for a digital
database and an overview of selected districts: IAVCEI General Assembly 2004 a, Pucón,
Chile, CD-ROM.
GROSS, G. A. Lake Superior-type iron formation. In: ECKSTRAND, O. R.; SINCLAIR, W.
D.; THORPE, R. I. (eds). Geology of Canadian Mineral Deposit Types. Geological Survey
of Canada, Geology of Canada, 1996b. n 8, p. 41-54.
GUIMARÃES, J. T. Proposta de revisão estratigráfica e correlação do supergrupo Espinhaço
nas regiões da Chapada Diamantina e Espinhaço Setentrional, Bahia. In: CONGRESSO
BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 44., 26-31 out. 2008, Curitiba, PR. Anais...Curitiba, PR:
SBG, 2008.
GUIMARÃES, J. T.; MARTINS, A. A. M.; ANDRADE FILHO, E. L.; LOUREIRO, H. S.
C.; ARCANJO, J. B. A.; NEVES, J.P.; SILVA, Mº. G.; MELO, R. C. ; BENTO, R. V.
Projeto Ibitiara-Rio de Contas. Salvador, CPRM., 2005, 193 p.
HITZMAN, M.W. Iron oxide-Cu-Au deposits: What, where, when, and why? In: PORTER,
T.M. (Ed.). Hydrothermal iron oxide copper-gold and related deposits: a global
perspective. Adelaide: PGC Publishing, 2000. v. 1, p. 9-25.
HITZMAN, M.W.; ORESKES, N.; EINAUDI, M.T. Geological characteristics and tectonic
setting of Proterozoic iron oxide (Cu-U-Au-LREE) deposits. Precambrian Research, 1992,
v. 58, p. 241-287.
HUHN, S.R.B., NASCIMENTO, J.A.S. São os depósitos cupríferos de Carajás do tipo CuAu-U-ETR? In: Costa, M.L., Angélica, R.S. (coords.), Contribuições à Geologia da
Amazônia, FINEP/SBG, Belém, 1997, p. 143-160.
HUNT, J. P. Geological characteristics of Iron Oxide-Copper-Gold (IOCG) type
mineralization in the Western Bushveld Complex. 2005. MSc dissertation, University of
the Witwatersrand, Johannesburg, 267p.
INDA, H.A.V. & BARBOSA, J.F. Texto Explicativo para o Mapa Geológico do Estado da
Bahia, SME/COM. 1978, 137p.
JAMES H.L. Sedimentary facies of iron-formation. Economic Geology, 1954, 49: 235-293.
KERR, P. F. Optical Mineralogy. 3rd edition. New York: McGraw Hill, 1959, 442p.
KLEIN, C. Changes in mineral assemblages with metamorphism of some banded ironformations. Economic Geology, 1973, 68: 1075–1088.
149
KLEIN, C. Diagenesis and metamorphism of Precambrian iron-formations. In A.F. Trendall
and R.C. Morris, Eds., Iron-Formation: Facts and Problems, Elsevier, Amsterdam, 1983, p.
417–469.
KLEIN, C. Some Precambrian banded iron-formations (BIFs) from around the world: Their
age, geologic setting, mineralogy, metamorphism, geochemistry, and origin. American
Mineralogist, 2005, 90: 1473-1499.
KOLB, J. & STENSGAARD, B.M. Iron oxide copper-gold (IOCG) mineralising systems in
Greenland. Geology and Ore: Exploration and Mining in Greenland, 2009, v 13.
KOSTYUK. E. A. & SOBOLEV, V.S. Paragenetic types of calciferous amphiboles of
metamorphic rocks, Lithos, 1969 (2): 67-82.
LEAKE, B. E., WOOLEY, A. R., ARPS, C. E. S., BIRCH, W. D., GILBERT, M. C., GRICE,
J. D., HAWTHORNE, F., KATO, A., KISCH, H. J., KRIVOVICHEV, V. G.,
LINTHOUT, K., LAIRD, J., MANDARINO, J. A., MARESCH, W. V., NICKEL, E. H.,
ROCK, N. M. S., SCHUMACHER, J. C., SMITH, D. C., STEPHENSON, N. C. N.,
WHITTAKER, E. J. W., YOUZHI, G. Nomenclature of amphiboles: Report of the
subcommittee on amphiboles of the International Minaralogical Association, Commission
om New Minerals and Minerals Names. Can. Mineral., 1997 35: 219-246.
LEÃO, Z. M. A. N., DOMINGUEZ, J. M. L., CAMARGO, S. L. Sedimentação carbonática
marinha rasa no Pré-Cambriano: sobre a validade de aplicação de modelos de fácies
desenvolvidos para o Fanerozoico. In: SBG/NMG, Simpósio de Geologia de Minas Gerais,
4, Anais, 1992, p. 103-104.
LOUREIRO, H. S. C., BAHIENSE, I. C., NEVES, J. P., GUIMARÃES, J. T., TEIXEIRA, L.
R., SANTOS, R. A., MELO, R. C. Projeto Barra – Oliveira dos Brejinhos: Estado da
Bahia. Salvador, CPRM. 2008, 156 p.
LOUREIRO H. S. C., BAHIENSE I. C., NEVES J. P., GUIMARÃES J. T., TEIXEIRA L. R.,
SANTOS R. A., MELO R. C. Geologia e recursos minerais da parte norte do corredor de
deformação do Paramirim (Projeto Barra – Oliveira dos Brejinhos). Salvador,
CBPM.Série Arquivos Abertos, 2009, 33: 113 p.
MARTINS, A. A. M.; GUIMARÃES, J. T.; ANDRADE FILHO, E. L.; LOUREIRO, H. S.
C.; ARCANJO, J. B. A.; MELO, R. C. ; BENTO, R. V.Geologia da Chapada Diamantina
Ocidental (Projeto Ibitiara-Rio de Contas). Salvador, CBPM- CPRM.Série Arquivos
Abertos, 2008, 31: 157 p.
MASCARENHAS, J.F. Evolução Geotectônica do Precambriano do Estado da Bahia. In:
Inda, H. A. V. (Ed.), Geologia e Recursos Minerais do Estado da Bahia. Textos Básicos.
SME/CPM, Salvador, Bahia. 1979, 2:57-165.
MASCARENHAS, J. F. & GARCIA, T. M. Mapa geocronológico do Estado da Bahia, Texto
Explicativo, SME, 1989, 130p.
MEDEIROS, E. L. M.; CRUZ, S. C. P.; BARBOSA, J. S. F.; CARNEIRO, M. A.; JESUS, S.
S. G. P.; ARMSTRONG, R.; BRITO, R.; DELGADO, I. Ortognaisses migmatíticos do
Complexo Santa Isabel na região de Urandi-Guanambi, Bahia: Análise estrutural,
geocronologia e implicações tectônicas. In: Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos, 13,
Anais, 2011, Campinas, p. 223 - 226.
MILES, K. R. Grunerite in western Australia. Am. Mineralogist, 1943, 28: 25-38.
MORAES, L. C., MARTINS, A. B. M., SAMPAIO, A. R., GIL, C. A. A, ANDRADE
FILHO, E. L., ARCANJO, J. B., LIMA, R. C. C. L., MELO, R. C., OLIVEIRA, R. B. A.
150
O., MARGALHO, R. S. F. X. Projeto Brumado-Caetité. Relatório Final, 1a Fase. Salvador,
CPRM/DNPM, 1980, v1, 463p.
NIIRANEN, T.; HANSKI, E.; EILU, P. General geology, alteration, and iron deposits in
Palaeoproterozoic Misi region, northern Finland. Finland: Geological Society, 2003, 75:
69-92.
NIIRANEN, T; MÄNTTÄRI, I.; POUTIAINEN, M., OLIVER, N. H. S.; MILLER, J. A.
Genesis of Paleoproterozoic iron skarns in the Misi region, northern Finland. Mineralium
Deposita, 2005, 40:192-217.
OLIVER, N.H.S., CLEVERLEY, J.S., MARK, G., POLLARD, P.J., FU, B., MARSHALL,
L.J., RUBENACH, M.J., WILLIAMS, P.J., BAKER, T. Modelling the Role of Sodic
Alteration in the Genesis of Iron Oxide-Copper-Gold Deposits, Eastern Mount Isa Block,
Australia. Econ. Geol., 2004, 99 (6), 1145-1176.
OYARZUN, R.; RODRÍGUEZ, M.; PINCHEIRA, M.; DOBLAS, M.; HELLE, S. The
Candelaria (Cu-Fe-Au) and Punta del Cobre deposits (Copiapó, Chile): a case for
extension-related granitoid emplacement and mineralization processes? Mineralium
Deposita, 1999, 34: 799-801.
PAIM, M.M.; CONCEIÇÃO, H.; ROSA, M.L.S.; CRUZ FILHO, B.E.; SANTOS, E.B.;
PEIXOTO, A.A.; LEAHY, G.A.S. Maciço de Cara Suja: Petrologia de uma intrusão tardia
do Batólito Monzo-Sienítico Guanambi-Urandi (Sudoeste da Bahia) e implicações
geoquímicas para a gênese dos magmas sieníticos alcalinos-potássicos. In: H. Conceição;
M.J.M. Cruz; H.J.S. Sá; P. Sabaté (Eds.). Contribuição ao Estudo dos Granitos e Rochas
Correlatas. Publicação Especial da Sociedade Brasileira de Geologia, Núcleo BahiaSergipe, 1998, 5:41-59.
PASSOS, R. V. Caracterização da geometria de zonas de alteração hidrotermal – Estudo de
caso no Depósito Aurífero de Brumal, Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais. 1999.
Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas
(UNICAMP), 212p.
PEDREIRA, A. J. C.L., ARCANJO, J. B., PEDROSA, C. J., OLIVEIRA, J. E., SILVA, B. C.
E. Projeto Bahia - Geologia da Chapada Diamantina, Relatório Final. DNPM/CPRM,
1975, 225 p.
PEDROSA-SOARES, A. C., NOCE C. M., WIEDEMANN C. M., PINTO C. P. The AraçuaíWest-Congo Orogen in Brazil: an overview of a confined orogen formed during
Gondwanaland assembly. Precambriam. Research., 2001, 1-4: 307-323.
PIRAJNO, F. Hydrothermal Processes and Mineral Deposits. Perth, Australia: Springer
Science, 2009: 73-157.
PRAZERES SANTOS, J. Rochas meta-vulcânicas máficas da unidade intermediária do
Greenstone Belt de Riacho de Santana, Estado da Bahia: Estudo petrográfico e
geoquímico. 2010, 113p. Dissertação de Mestrado - Instituto de Geociências, Universidade
Federal da Bahia, Salvador.
PORTELA, H. C. P., MARCHETTO, C. M. L., SANTOS, E. L., MENGUISSOM G., STEIN,
J. H., MOUTINHO DA COSTA, L. A., BATISTA, M. B., MESSMANN, R., SILVA, W.
G.Projeto Leste do Tocantins/Oeste do Rio São Francisco. Relatório Final, Fase V, Texto,
1976, volume 1a, 300p.
PORTER, T.M. (Ed.). Hydrothermal iron oxide copper-gold and related deposits: a global
perspective. Adelaide: PGC Publishing, 2000. v. 1, 349 p.
151
ROSA, M. L. S., CONCEIÇÃO, H., PAIM, M. M., SANTOS, E. B., ALVES, F. C. LEAHY,
G. S., LEAL, L. R. Magmatismo potássico/ultrapotássico Pós a tardi orogênico associado à
subducção no oeste da Bahia: Batólito Monzo-Sienítico de Guanambi-Urandi e os sienitos
de Correntina. Geochimica Brasiliensis, 1996, 1: 27-42.
ROSA, M.L.S. Geologia, geocronologia, mineralogia, litogeoquímica e petrologia do Batólito
Monzo-Sienítico Guanambi-Urandi (SW-Bahia). 1999, 186p. Tese de Doutorado - Instituto
de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Salvador.
RYAN, A. J. Ernest Henry copper-gold deposit, In: DA Berkman, DH Mackenzie, eds, 1998,
759-768.
RYAN P. J.; LAWRENCE, A. L.; JENKINS, R. A.; MATTHEWS, J.P.; ZAMORA, J. C.;
MARINO, E.; URQUETA, I. The Candelaria copper-gold deposit. In: Pierce, F.W.; Bolm,
J. G. (eds) Porphyry copper deposits of the American cordillera. Arizona Geol Soc Digest ,
1995, 20: 625-645
SANTOS, E. B. Petrologia dos Sienitos e Monzonítos Potássicos do Maciço do Estreito (SWBahia e NE-Minas Gerais. 1999, 140p. Dissertação de Mestrado - Instituto de Geociências,
Universidade Federal da Bahia, Salvador.
SCHOBBENHAUS, C.; HOPPE, A.; BAUMANN, A.; LORK, A. Idade U/Pb do vulcanismo
Rio dos Remédios, Chapada Diamantina, Bahia. In: SBG, Congresso Brasileiro de
Geologia, 38, Anais, 1994, 2, p. 397-399.
SCHOBBENHAUS, C. As tafrogêneses superpostas Espinhaço e Santo Onofre, estado da
Bahia: Revisão e novas propostas. Rev. Bras. Geoc., 1996, 4: 265-276.
SILVA, M. G. & CUNHA, J. C.Greenstone Belts and equivalent volcano-sedimentary
sequences of the São Francisco Craton, Bahia, Brazil – Geology and Mineral Potential. In:
Silva, M. G. & Misi, A. Base metal deposits of Brazil. MME/CPRM/DNPM, Belo
Horizonte, 1999, p. 92-99.
SILVEIRA, W.P.; FRÓES, J.R.B.; BASTOS LEAL, L.R. Geologia e potencial
metalogenético do Greenstone Belt de Riacho de Santana. In: Congresso Brasileiro de
Geologia, Salvador, 1996, 1:109-112.
SILVEIRA, W.P. & GARRIDO, I.A.A. Projeto Riacho de Santana. Relatório Final – CBPM,
1998, 72p..
SILVEIRA, W.P. & GARRIDO, I.A.A. Geologia, pesquisa mineral e potencialidade
econômica do Greenstone Belt de Riacho de Santana. Síntese por Augusto Pedreira.
Salvador, CBPM. Série arquivos abertos, 2000,14: 40p.
SMITH, M. & CHENGYU, W. The geology and genesis of the Bayan Obo Fe-REE-Nb
deposit: A review. IN: Porter, T.M., ed., Hydrothermal iron oxide copper-gold and
related deposits: A global perspective. PGC Publishing, Adelaide, 2000, v. 1: 271-281.
STEPHENSON, N.C.N. Intergrown calcic and Fe-Mg amphiboles from the Wongibinda
Metamorphic Complex, N.S.W., Australia. Canadian Mineralogist, 1979, 17: 11-23.
STRECKEISEN, A. L., Classification of the common igneous rocks by means of their
chemical composition: a provisional attempt. Neues Jahrbuch für Mineralogie,
Monatshefte, 1976, H. 1: 1-15.
TEIXEIRA, L.R. Projeto Barra-Oliveira dos Brejinhos: Estado da Bahia. Relatório temático
de Litogeoquímica, Salvador: CPRM, 2008, 45p.
152
TEIXEIRA, J. B. G., SILVA, Mª G., LINDENMAYER, Z. G., D‟EL-REY SILVA, L. J. H.,
VASCONCELOS, P. M., REIS, C. H. C., ANDRADE, J. B. F. Depósitos de Cobre do
Vale do Rio Curaçá, Bahia. Modelos de Depósito de Cobre do Brasil e sua resposta ao
intemperismo. Brasília; CPRM, 2010, 73-95.
VIELREICHER, N.M., GROVES, D.I., VIELREICHER, R.M. The Phalaborwa (Palabora)
deposit and its potential connection to iron-oxide copper-gold deposits of Olympic Dam
type. In: Porter, T.M. (ed) Hydrothermal Iron Oxide Copper-Gold & related Deposits: A
Global Perspective, PGC Publishing Adelaide, 2000, 1, 321-329.
WILLIAMS, P. J. Iron mobility during synmetamorphic alteration in the Selwyn Range area,
NW Queensland: Implications for the origin of ironstone-hosted Au-Cu-deposits.
Mineralium Deposita, 1994, 29: 1120-1131.
WILLIAMS, P. J.; BARTON M.D.; JOHNSON D.A.; OLIVER N.H.S. Iron Oxide CopperGold Deposits: Geology, space-time distribution and possible modes of origin. Society of
Economic Geology, 2005, 100th Anniv. Vol.: 371-405.
YAVUZ, F. New Amphical. A program to classify microprobe wet chemical amphibole
analyses. P.K. 90, 81302. Kadiköy, Istambul, Turkey, 1998.