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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
COLEGIADO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA
THAIS ANDREIA DOS SANTOS CANABRAVA
CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA, PETROGRÁFICA E
CONSIDERAÇÕES GENÉTICAS DO DEPÓSITO DE MANGANÊS DE
SÃO FELIX – BAHIA
Salvador
2013
THAIS ANDREIA DOS SANTOS CANABRAVA
CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA, PETROGRÁFICA E
CONSIDERAÇÕES GENÉTICAS DO DEPÓSITO DE MANGANÊS DE
SÃO FELIX – BAHIA
Monografia apresentada como requisito parcial para obtenção do
título de bacharel em geologia pelo Instituto de Geociências, da
Universidade Federal da Bahia.
Orientador: Prof. Dr. JOSÉ HAROLDO DA SILVA SÁ
Salvador
2013
TERMO DE APROVAÇÃO
THAIS ANDREIA DOS SANTOS CANABRAVA
CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA, PETROGRÁFICA E
CONSIDERAÇÕES GENÉTICAS DO DEPÓSITO DE MANGANÊS DE
SÃO FELIX – BAHIA
TRABALHO FINAL DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA, PELA UNIVERSIDADE
FEDERAL DA BAHIA. REQUISITO PARCIAL PARA OBTENÇÃO DO TÍTULO DE
BACHAREL EM GEOLOGIA.
___________________________________________________________________
1º Examinador - Prof. Dr. José Haroldo da Silva Sá – Orientador
___________________________________________________________________
2º Examinador - Prof. Pedro Maciel de Paula Garcia
Graduação em Geologia pela Universidade Federal da Bahia
__________________________________________________________________
3º Examinador - Jofre de Oliveira Borges
Msc em Geologia pela Universidade Federal da Bahia
As minhas amadas mães, Marina e Margarida.
AGRADECIMENTOS
Agradeço primeiramente ao Deus que segura minha mão nos momentos
difíceis, que não me deixa fraquejar, desistir, me protegendo e me guiando, ao meu
anjo da guarda que me coloca sempre no caminho certo.
Agradeço a toda minha família, em especial as minhas mães Margarida e
Marina, minha irmã Ana Cristina que me deu de presente dois sobrinhos/afilhados,
Leandro e Vinicius Canabrava, sem o sorriso de vocês quando eu estava triste tudo
teria sido muito mais difícil.
Ao meu namorado Glauber, que me ajudou muito para que nessa etapa
final tudo continuasse dando certo.
Ao meu orientador professor Haroldo Sá, agradeço pela atenção,
orientação, paciência e pelos ensinamentos ao longo do curso, todos eles me
incentivam a crescer mais como geóloga.
Agradeço à CBPM (Companhia Baiana de Pesquisa Mineral), pelo apoio
para a realização deste trabalho, na confecção de lâminas e apoio para viagem de
campo.
Agradeço ao professor Ernade e ao técnico Edgar por toda atenção e
realização do DRX.
Obrigada à CPRM, que me ajudou a crescer como profissional,
especialmente: Vânia Borges, Madalena, Maisa, Ioná, Valdir Silveira, Rogerio,
Roberto Campelo, Sara.
Aos amigos cefetianos: Tatiana, Jossenei, Vladimir, Nivia, Junia, Lindaura,
Valter, Aline, Vanessa, Jocilene, Juliana, em especial as minha amigas Cristina e
Isabel.
Obrigada às pessoas que conheci na UFBA e de alguma forma deixaram
mais leve esses anos: Leidi, Iara, Tassi, Antônia, Luciano(Caroço), Maria Clara,
Fabiane, Eula, Mariana, Deize, Gleice, André, Paulinho, Cleiton, Paulo Marques,
Vitinho, Cipri, Bia, Gi, Daniel, Coni, equipe de campo (Anderson, Dexter e Aline),
Andreza, Jailma, e em especial aos meus amigos Thyago Ribeiro e Michele Cássia,
obrigada por tudo.
i
RESUMO
O depósito de manganês de São Félix está inserido no Cinturão ItabunaSalvador-Curaçá, encaixado em rochas granulítica do complexo Caraíba, de idade
arqueana/paleoproterozóica.
Este trabalho apresenta os resultados obtidos na caracterização geológica,
petrográfica e considerações genéticas realizada na área de estudo, onde foram
identificados a rocha encaixante, o protominério e o minério de manganês.
A rocha encaixante é classificada como enderbito, constituído de plagioclásio,
K- feldspato e clinopiroxênio.
O protominério tem forma alongada, sendo concordante com a foliação da
rocha encaixante, é classificado como gondito, rocha metamórfica que tem como
mineralogia principal a granada do tipo espessartita, cuja degradação intemperica
origina o minério de manganês.
Os minérios de manganês do depósito de São Félix são classificados por
características mineralógicas e texturais, são descritos como minério “in situ”, crosta
manganesifera de expressão superficial, e minério rolado que são fragmentos
desagregados do minério “in situ” e se apresentam de variados tamanhos estando
distribuídos no material de cobertura eluvionar e coluvionar.
As evidências geológicas observadas em campo, aliadas aos estudos
petrográficos indicam que o depósito de manganês de São Félix foi originado a partir
de processos supergênicos.
Palavras-chave: Manganês, Gondito, Processos Supergênicos.
ii
ABSTRACT
The manganese deposit of Sao Félix is inserted in Itabuna Salvador CuraçáBelt embedded in rocks of the granulite complex Caraíba, old Archean / Proterozoic
lower.
This paper presents the results obtained in the geological characterization,
petrological and metallogenic studies developed in the study area where the host
rock have been identified, the protore and manganese ore.
The host rock is classified as Enderbite, rich in plagioclase, K-feldspar and
clinopyroxene.
The protore is narrow, has elongated shape, concordant with the foliation of
the host rock, is classified as gondito, a metamorphic rock that has as main
mineralogy the garnet type spessartine, that degradation leads to the weathering of
manganese ore.
The manganese ore deposit of São Félix are classified by mineralogical and
textural characteristics are described as ore "in situ", manganese-rich crust of surface
expression, and rolled ore fragments that are broken ore "in situ" and are presented
in various sizes being distributed in the material of eluvial and colluvial cover.
The geological evidence observed in the field, combined with petrographic
studies indicate that manganese deposit of São Félix originated from supergene
processes.
Keywords: Manganese, Gondito, Supergene Processes.
iii
SUMÁRIO
AGRADECIMENTOS
RESUMO
ABSTRACT
ÍNDICE DE FIGURAS
ÍNDICE DE TABELAS
ÍNDICE DE FOTOGRAFIAS
ÍNDICE DE FOTOMICROGRÁFIAS
i
iii
iv
vii
viii
ix
x
1. INTRODUÇÃO
1.1 Objetivos
1.2 Metodologia
1.2.1 Pesquisa Bibliográfica
1.2.2 Trabalhos de Campo
1.2.3 Estudos por Difratometria de Raio-X
1.2.4 Descrições Petrográficas
13
14
14
14
14
15
15
2. CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
2.1 Localização e vias de acesso
2.2 Aspectos fisiográficos
2.2.1 Clima
2.2.2 Geomorfologia
2.2.3 Vegetação
2.2.4 Solos
2.2.5 Hidrografia
16
17
17
17
18
18
19
3. AMBIENTES TECTÔNICOS E GEOLÓGICOS
3.1 Cinturão Itabuna Salvador-Curaçá
3.1.1 Complexo Caraíba
3.1.2 Suíte São José do Jacuípe
3.1.3 Complexo Tanque Novo-Ipirá
3.2 Corpos Máfico-Ultramáficos
3.3 Corpos Granitóides
21
24
26
26
28
28
27
4. ORIGEM E CLASSIFICAÇÃO DOS DEPÓSITOS DE MANGANÊS
4.1 Evolução dos Depósitos de Manganês no Tempo Geológico
4.2 Transporte e Ambiente de Deposição
4.3 Deposição dos Depósitos de Manganês
4.4 Depósitos Hidrotermais
4.5 Depósitos Sedimentar
4.6 Depósitos de Supergênicos
4.7 Depósitos de Manganês no mundo
29
31
33
34
35
36
37
39
iv
5. GEOLOGIA DO DEPÓSITO DE MANGANÊS DE SÃO FÉLIX
5.1 Rocha encaixante – Granulitos
5.2 Protominerio – Gonditos
6. CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA
6.1 Rocha encaixante – Granulitos – Enderbito
6.2 Protominerio – Gonditos
57
61
7. CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES
68
8. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
70
44
50
v
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1: Mapa de situação e localização da área de estudo com vias de acesso.
............................................................................................................................. .......16
Figura 2: Bacias Hidrográficas do Estado da Bahia. Em destaque a Bacia do Rio
Paraguaçu..................................................................................................................20
Figura 3: Mapa esquemático mostrando os limites e as maiores unidades estruturais
do Cráton do São Francisco. Cinturões de dobramentos Brasilianos; BJ. - Bloco
Jequié. BS. - Bloco Serrinha. BG. - Bloco Gavião. BISC. – Bloco Itabuna-SalvadorCuraçá. Na figura aparece destacada a área pesquisada. Adaptado de Alkmim et al.
(1993).........................................................................................................................22
Figura 4: Mapa geológico regional............................................................................23
Figura 4.1: Distribuição dos depósitos de manganês no tempo geológico. Extraído
de Borges (2012)....................................................................................................... 32
Figura 4.2: Áreas de estabilidade de sólidos, campo de estabilidade das fases
mineralógicas do manganês em função das condições de pH e Eh no sistema MnSCO2.H2O. Extraído de Borges (2012).....................................................................35
Figura 4.3: Esquema simplificado mostrando a mobilidade relativa dos elementos
em soluções aquosas em ambiente superficial com base no potencial iônico (carga
iônica/raio iônico). Extraído de Borges (2012)...........................................................38
Figura 4.4: Localização dos principais depósitos de manganês no mundo. s áreas
manganíferas da Bahia. Beukes & Gutzmer (2006).................................................40
Figura 4.5: Localização das áreas manganíferas da Bahia. Modificado de Barbosa
(1981).........................................................................................................................43
Figura 5.1: Mapa geológico esquemático da área de estudos..................................45
Figura 5.2: Seção geológica esquemática do depósito de manganês de São
Félix............................................................................................................................51
Figura 5.3: Difratometria de Raios-X da amostra TC-01A, demonstrando a
predominância da granada espessartita....................................................................56
Figura 5.4: Difratometria de Raios-X da amostra TC-01A, demonstrando a
predominância da granada espessartita....................................................................56
vi
ÍNDICE DE TABELAS
Tabela 4.1: Minerais de manganês mais comuns......................................................29
Tabela 4.2: classificação dos minérios de manganês de acordo com o teor............30
Tabela 4.3: Evolução físico-química da atmosfera e hidrosfera durante o
Precambriano.
Modificado
e
traduzido
de
Kasting
(1978),
Op.cit
Borges,
(2012)....................................................................................................................... ..31
vii
ÍNDICE DE FOTOGRAFIAS
Fotografia 5.1: Rocha granulitica de granulometria fina à média, no detalhe cristal
de anfibólio.................................................................................................................46
Fotografia 5.2: Visão geral da rocha granulitica, com foliação no detalhe...............47
Fotografia 5.3: Falha cortando o Veio de quarto, com indicador de movimento
dextral.........................................................................................................................48
Fotografia 5.4: Nível máfico inserido no granulito com granada, no detalhe um
pórfiro de granada......................................................................................................48
Fotografia 5.5: Intrusão máfia de composição gabroica, inclusa no granulito, cortado
por falha com movimento aparentemente sinistral.....................................................49
Fotografia 5.6: Rocha granulitica, apresentando deformação, com dobras, zona de
cisalhamento, cinemática aparente com movimento dextral......................................49
Fotografia 5.7: Dique de granito cortando a rocha granulitica, no detalhe cristais de
cordierita no granito....................................................................................................50
Fotografia 5.8: Contato entre a encaixante e o protominério....................................53
Fotografia 5.9: Minério expostos na área sob a forma de rolados e tombados........53
Fotografia 5.10: Crosta manganifera superficial.......................................................54
Fotografia 5.11: Detalhe do Gondito alterado com crosta manganífera superficial de
habito botroidal...........................................................................................................54
Fotografia 5.12: Amostra de mão do protominerio, com alterção evoluindo da borda
para o centro. No detalhe espessartita em alterção para oxid de manganês............55
viii
ÍNDICE DE FOTOMICROGRAFIAS
Fotomicrografia 1: Grãos de Cpx-Clinopiroxênio; Pl-Plagioclsio; Ap-Apatita e OpOpacos, visão geral da lâmina onde os minerais apresentam-se normalmente com
contato curvo entre si. A) imagem com nicóis cruzados. B) Imagem em luz plana.
Aumento= 100X. Amostra: TC-04..............................................................................56
Fotomicrografia 2: Cristais de
Cpx-Clinopiroxênio e Qtz-Quartzo de forma
alongada, ambos presentando em sua maioria contato curvo com o Pl-Plagioclasio,
e por vezes contato reto. C) Imagem com nicóis cruzados. D) Luz plana. Aumento =
100X. Amostra: TC-04................................................................................................57
Fotomicrografia 3:. Cristais de Pl-Plagioclasio com geminação albita, formando
contato curvo entre os grãos e pontualmente envolvido por cristai de CpxClinopiroxênio. E) Imagem em nicóis cruzados. F) Imagem em Luz plana. Aumento=
100X. Amostra TC-06................................................................................................57
Fotomicrografia 4:.
Cristais de Hbl-Hornblenda om pleocroismo marrom, grãos
xenoblásticos assim como o Opx-Ortopiroxênio, Grão de Pl-Plagioclasio sem
geminação. A) Imagem com nicóis cruzados. B) Imagem em Luz plana. Aumento=
100X. Amosta TC-06..................................................................................................58
Fotomicrografia 5: Cristai de Kfs – K-Feldspato/ microclima, quartzo apresentando
alteração, cristais de Pl-Plagioclasio com geminação albita. I) Imagem com nicóis
cruzados. J) Imagem com luz plana. Aumento= 100X...............................................59
Fotomicrografia 6: Grãos de
Kfs – K-Feldspato/ miroclina envolvendo o Cpx-
Clinopiroxênio; Pl-Plagioclasio, presença do Zr-Zircão como mineral acessório. L)
Imagem com nicóis cruzados M) . Imagem com luz plana. Aumento = 100X. Amosta
TC-06..........................................................................................................................60
Fotomicrografia 7: Cristais de Bt- biotita titanifera em processo de alteração, em
contato com Op-opacos e grãos de Kfs – K-Feldspato/ miroclina e Pl-Plagioclasio.
A) Imagem com nicóis cruzados.
B) Imagem com luz plana. Aumento = 100X.
Amosta TC-03............................................................................................................60
Fotomicrografia 8: Cristais de Grt-Granada fraturados, com frarura preenchidas por
Op- pacos. Observa-se que tanto a granada quando o piroxebio quetão em processo
de alterção. A) Imagem com nicóis cruzados. B) Imagem em luz plana. Aumento=
100X...........................................................................................................................61
ix
Fotomicrografia 9: Amosta TC-01. C) Cpx-Clinopiroxênio; Op- Opacos; GrtGranada (nicóis cruzados). Aumento= 100X. D) Cpx-Clinopiroxênio ; Op- Opacos;
Grt-Granada (Luz plana). Aumento = 100X...............................................................62
Fotomicrografia 10: Cristais de Cpx-Clinopiroxênio (Piroxmanguita?), sendo
alterado para oxido de manganês (Op- Opacos), contato curvo do piroxênio com o
gãos de Grt-Granada espessartita), que também esta em alteração. A) Imagem com
nicóis cruzados. B) Imagem em luz plana. Aumento= 100X.....................................62
Fotomicrografia 11: Cristais de Cpx-Clinopiroxênio; alterando para óxidos,
Grt-
Granada fraturada, no centro mineral Op – opaco produto de alteração da
espessrtita e do clinopiroxenio. G) Imagem com (nicóis cruzados. H) Imagem em luz
plana. Aumento= 100X...............................................................................................63
Fotomicrografia 12: Grãos de Grt-Granada (espessartita), subedricos, em contato
com mineral Cpx-Clinopiroxênio (piroxmanguita), ambos alterando para oxido (OpOpacos). A) Imagem com nicóis cruzados. B) Imagem em luz plana. Aumento=
100X...........................................................................................................................63
Fotomicrografia 13: Porfiroblastos de Grt-Granada fraturados, e Cpx-Clinopiroxênio
farturados e se transformando em óxidos de manganês. C) Imagem com nicóis
cruzados. D) Imagem em luz plana. Aumento= 100X. Amosta TC-7A.....................64
Fotomicrografia 14: Visão geral do protominerio de manganês em processo de
alteração, cristais de. Cpx-Clinopiroxênio e Grt-Granada alterando para oxido de
manganês, cristais totalmente fraturados, com fratura preenchida por Op- Opacos.
Presença do quartzo com extinção ondulante em contato curvo com a granada. G)
Imagem com nicóis cruzados. H) Imagem em luz plana. Aumento= 100X. Amostra
TC-7A.........................................................................................................................65
Fotomicrografia 15: Cristal de Cpx-Clinopiroxênio ( piroxmanguita?), muito
fraturado, com fraturas preenchdas por Op- Opacos. L) Imagem com nicóis
cruzados. M) Imagem em Luz plana. Aumento = 200X............................................65
Fotomicrografia 16: Grãos de Cpx-Clinopiroxênio (Piroxmanguita) e Grt-Granada
(Espessartita), fraurados com fraturas preenchidas por minerais Op- Opacos. C):
Imagem com luz refletida. D) imagem com nicóis cruzados. Aumento= 100X.
Amostra TC-11...........................................................................................................66
Fotomicrografia 17: Fotomicrografia com feições de alterção dos minerais CpxClinopiroxênio (Piroxmanguita) e Grt-Granada (Espessartita), minerais com fraturas
x
preenchida por op-opacos. A) Imagem com luz refletida. B) imagem com nicóis
cruzados. Aumento= 200X. Amostra TC-12...............................................................66
xi
1. INTRODUÇÃO
O embasamento do Cráton do São Francisco é formado por um conjunto
de quatro blocos arqueanos que sofreram sucessivos mecanismos tectônicos de
acresções crustais e/ou colisões continentais no sentido NW-SE no final do
paleoproterozóico (Barbosa, 2003), posteriormente foi consolidado e delimitado no
final do neoproterozóico. Integram esse conjunto: O Bloco Gavião, Bloco Jequié,
Bloco Serrinha e o Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá. (Barbosa & Sabaté, 2003).
A área de estudo está inserida no Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá
(OISC) cuja origem está relacionada ao estágio final da colisão do tipo continentecontinente de 2.0Ga resultante da edificação de um arco continental e geração da
cadeia de montanha, sendo expostas as suas raízes devido a processos erosivos.
As rochas do OISC estão distribuídas nas seguintes unidades: Complexo Caraíba,
Suíte São José do Jacuípe e Complexo Tanque Novo-Ipirá, além de granitóides
intrusivos sin, tardi a pós-tectônicos.
Os depósitos de manganês da área de estudo ocorrem encaixados em rochas
granulitica
do
Complexo
Caraíba,
de
idade
arqueana/paleoproterozóica,
provenientes da granulitização de rochas primitivas.
O manganês é o quarto metal mais utilizado no mundo, depois de ferro,
alumínio e cobre, sendo um dos elementos básicos do aço, utilizado também como
desintoxidante e dessulfurante.
Há registro de dezenas de pequenos depósitos de manganês no OISC,
sendo que a maioria dos depósitos de manganês da Bahia é de natureza
supergênica.
A área de estudo do depósito de manganês de São Felix tem extensão de
aproximadamente 800m e direção geral NNW-SSE. O minério apresenta-se em dois
tipos, descritos como minério “in situ” e minério rolado que são fragmentos
desagregados do minério “in situ” e se apresentam de variados tamanhos estando
distribuídos no material de cobertura eluvionar e coluvionar.
13
1.1 OBJETIVOS
O objetivo desse estudo é proceder à caracterização geológica, petrográfica e
considerações genéticas do depósito de manganês localizado na cidade de São
Felix- Bahia.
Pesquisar os processos geológicos e metalogenéticos que atuaram na
construção do depósito, bem como determinar o ambiente geológico.
Como objetivos específicos, foi realizado o mapeamento geológico da área de
trabalho e caracterização do minério e da rocha encaixante.
1.2 METODOLOGIA
1.2.1 Pesquisa Bibliográfica
Nessa etapa foi realizado o levantamento bibliográfico dos trabalhos publicados
sobre o tema como: artigos, livros, projetos, teses e resumos. Pesquisas
relacionadas ao contexto geológico da área de estudo em âmbito geológico regional
e local, aspectos fisiográficos, aspectos evolutivos da geologia regional e estudos
sobre a faciológia do manganês, sua geologia, paragênese, efeitos do metamorfismo
e alterações intempéricas.
1.2.2 Trabalhos de Campo
As etapas de campo foram realizadas em 2 dias, tiveram como objetivo o
reconhecimento da área de trabalho visando à identificação das unidades litológicas
e estruturais. Além da coleta das amostras da rocha encaixante, do minério e do
protominério para confecção de lâminas para estudo petrográfico (seção delgada e
polida), caracterização da litologia e estudo mineralógico por Difratometria de
14
Raios-X. Nessa etapa também foi feito um mapa geológico simplificado da área de
estudo.
1.2.3 Estudos por Difratometria de raio-X
A Difratometria de Raios-X (DRX), é uma técnica que se baseia na interação
da radiação X (produzida pela excitação de algum metal) como matéria cristalina, a
qual tem capacidade de refletir os raios X em direções cristalográficas preferenciais
e que são típicas para cada espécie mineral.
As analises de DRX foram realizadas em 5 amostras de protominério
pulverizado, (TC-01A, TC 01B, TC 08, TC 09 e TC 10), analisadas no laboratório de
difração de Raios-X do Instituto de Geociências da Universidade Federal da Bahia,
através do RIGAKU, modelo D/MAX 2a, no Instituto de Geociências da Universidade
Federal da Bahia.
1.2.4 Descrições Petrográficas
Foram confeccionadas um total de 7 laminas, sendo 5 seções delgadas e 2
seções polidas, que foram estudadas em microscópio óptico através de luz
transmitida e refletida. Foram descritas utilizando o microscópio petrográfico no
laboratório de Mineralogia e Petrologia do Instituto de Geociências da Universidade
Federal da Bahia. As lâminas foram separadas em: rocha encaixante (TC-04, TC-06
e TC-12) e protominério (TC-01 e TC-07A, TC-10 e TC-11).
15
2. CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
2.1 Localização e vias de acesso
A área de estudo está localizada na região do município de São Félix – Bahia,
localizado a 110km de distância da cidade de Salvador. O acesso à área, partindo
de Salvador, é pela BR-324, entrando na BR-420 e seguindo para o município de
Cachoeira, pela mesma rodovia. No município de Cachoeira, atravessa a ponte D.
Pedro II para São Félix. Outra opção é pela BR 101, que também liga o município de
Feira de Santana a São Félix (Figura 1).
Figura 1- Mapa de situação e localização da área de estudo com vias de acesso.
16
2.2 ASPECTOS FISIOGRÁFICOS
2.2.1 Clima
A região estudada apresenta clima quente tropical úmido, a temperatura
média anual de 25°C e pluviosidade anual variando entre 1200 e 1300 mm (SEI
2000).
De acordo com a classificação de Köppen, a região apresenta dois domínios
climáticos: Af –clima tropical úmido ou Clima equatorial e Aw- Clima tropical com
estação seca no inverno.
2.2.2 Geomorfologia
Grande parte da região onde está situada a área de trabalho é classificada
como Domínio dos Planaltos Cristalinos, sendo esse domínio subdividido em:
Planalto soerguido, Planalto Rejuvenescido e Planalto Rebaixado. A área estudada
está inserida na região de Planalto Rebaixado, com relevo topograficamente
rebaixados em relação ao Planalto soerguido e tem altitudes decrescente em
direção ao litoral. A região sofre intensa dissecação, favorecida pelo clima tropical
úmido e superúmido, e caracteriza-se por uma profunda alteração das rochas, sendo
que a umidade e a densidade da drenagem aumentam com direção ao litoral (Silva,
1981).
Regionalmente a superfície Paraguaçu formada a partir da erosão da
superfície anterior, começou a ser esculpida no pleistoceno com a abertura de vales
de erosão próximos a costa atlântica.
A falha de Maragogipe é o maior acidente estrutural da área, localizado a
oeste do “graben” onde se desenvolveu a Bacia do Recôncavo, tem orientação N_S
e está relacionado aos processos de abertura do “rift” do Atlântico (Ailon, 1992).
A unidade geomorfológica de tabuleiros pré-litorâneos, é uma unidade
topograficamente rebaixada que compreende relevos dissecados, tem erosão
dissecado intensa, pode apresentar espesso manto de alteração sobre saprolito de
rocha, cobertura de latossolo correspondente a material coluviar vermelho17
amarelado que pode chegar a dois metros. Na região é comum a presença de vales
e sulcos estrutural.
2.2.3 Vegetação
A vegetação primitiva da região é a Floresta Ombrófila Densa e em seus
limites é comum a ocorrência da unidade de vegetação Floresta Estacional Decidual,
que pode ser dividida em duas sub-unidades: Floresta Decidual Submontana e
Floresta Decidual Montana.
Floresta Ombrófila Densa é constituída por fanerófitas ombrófilas sem
resistência à seca, geralmente apresentando as gemas foliares desprotegidas. Sua
folhagem é sempre verde, é uma unidade de vegetação que ocupa áreas mais
próximas ao litoral, com curto período de seca (de 0 a 2 meses secos) durante o ano
e temperaturas acima de 25°C (Silva, 1981).
Essa unidade de vegetação esta quase que em sua totalidade devastada e ao
longo do tempo vem sendo substituída com a introdução de extensas pastagens
para a pecuária.
A devastação da Floresta Ombrófila Densa, teve início com a ocupação
portuguesa, através da retirada e tráfico de pau-brasil, seguindo-se o ciclo agrícola
da cana-de-açúcar, fumo, laranja e a expansão das ocupações para áreas do
entorno da Baía de Todos os Santos, adentrando o continente através dos estuários
dos rios Paraguaçu, Jaguaripe e Subaé.
A área de trabalho esta classificada como área antrópica, utilizada para
criação de gado bovino.
2.2.4 Solos
O solo representa um corpo limítrofe entre a litosfera e a atmosfera,
constituído por material orgânico e material mineral, resultantes das interações dos
fatores de formação como: relevo, clima, material de origem, organismos e tempo.
18
A região onde está inserida a área de trabalho predominam duas classes de
solo: Latosolo Amarelo Álico e Podzólico Vermelho Amarelo Álico
Latosolo amarelo álico – é comum relacionar essa classe de solo com as
regiões da unidade geomorfológica dos tabuleiros costeiros. São solos que
apresentam horizonte B latossolico, solos não hidromórficos, ácidos, profundo a
muito profundos, com boa permeabilidade, boa porosidade, forte a moderadamente
drenados, baixa relação textural, pouca diferenciação entre os horizontes (Silva,
1981).
Em sua maioria apresentam classe de textura argilosa a muito argilosa,
relacionadas com fases de relevo plano e suave ondulado, constituído por
sesquióxidos, geologicamente essa unidade apresenta-se sobre o Neógeno da
Formação Barreiras. (Silva, 1981).
Espodossolos Vermelho Amarelo Álico - são solos que apresentam horizonte
B textural, não hidromórficos, os álicos apresentam saturação com alumínio superior
a 50%. Apresentam sequências de horizontes A, Bt e C onde foram observadas no
horizonte A classe e textura arenosa, média e argilosa, no horizonte Bt classe
média, argilosa e muito argilosa. Essa unidade encontra-se distribuída sobre relevos
planos, suave ondulado, ondulado, forte ondulado, e montanhoso (Silva, 1981).
2.2.5 Hidrografia
A área de estudo está inserida na bacia hidrográfica do Rio Paraguaçu, que
drena uma área de aproximadamente 56.000km2 (Figura 2). A bacia do Rio
Paraguaçu localiza-se em território baiano apresentando como limite natural, ao
norte as bacias dos rios São Francisco e Itapicuru, ao sul as bacias dos rios de
Contas e Recôncavo Sul, e a leste as bacias dos rios Inhambupe e Recôncavo
Norte. O Rio Paraguaçu é o principal afluente da Baía de Todos os Santos.
Na cabeceira do estuário do Rio Paraguaçu foi construído a represa de Pedra
do Cavalo, que foi implantada na década de 1980 para duas importantes funções, a
captação de água para abastecimento urbano fornecendo água potável para região
metropolitana de Salvador, (entre outras), e controle das enchentes nas cidades de
São Félix e Cachoeira.
19
As principais atividades na bacia do rio Paraguaçu são: a agropecuária,
associada à agricultura e ao extrativismo ocorrendo em toda a bacia hidrográfica, a
exploração mineral ocorrendo principalmente no alto do curso do rio e pastagens. O
baixo curso do Rio Paraguaçu se desenvolve em um vale encaixado de rochas
cristalinas, que sustentam um relevo com altitudes de até 220m.
Figura 2: Bacias Hidrográficas do Estado da Bahia. Em destaque a Bacia do Rio Paraguaçu.
20
3. AMBIENTES TECTÔNICOS E GEOLÓGICOS
O Cráton do São Francisco teve seu embasamento consolidado ao termino
do ciclo Orosiriano-Riaciano com uma grande extensão territorial, ocupando o
estado da Bahia em quase sua totalidade, além de porções dos estados de Minas
Gerais, Sergipe, Goiás e Pernambuco. Na figura 3, observa-se um mapa
esquemático mostrando os limites e as maiores unidades estruturais do Craton, e o
posicionamento da área de estudos.
Na maior parte do estado da Bahia o Craton do São Francisco é constituído
por duas unidades: embasamento cristalino e cobertura plataformal.
A área de estudo está situada em região granulítica de idade arqueana/
paleoproterozóica, denominada de cinturão móvel da Costa Atlântica ou domínios
costa atlântica. Estudos mostram que as rochas metamórficas dessa área foram
provenientes da granulitização de rochas primitivas, vulcânicas e/ou plutônicas,
originadas de magmas shoshoniticos, toleiticos e cálcio-alcalinos, com uma
disposição espacial que permite aventar a existência, pré-granulitização, de um
ambiente geotectônico de arco insular ou margem continental ativa, arqueano
(Aillon, 1992).
O embasamento cristalino do Craton é composto por: enderbitos, charnoenderbitos e charnockitos, sequências metavulcano-sedimentares representada por
vulcanitos/plutônicos básicos, intermediários e ácidos, quartzitos e kinzigitos,
gonditos, formações ferríferas bandadas, rochas calcossilicaticas, rochas máficaultramáficas,
gnaisse,
migmatitos,
anfibolitos,
corpos
graníticos,
complexos
sedimentares, além de terrenos de baixo grau metamórfico que englobam os
terrenos “Greenstone Belts”. A cobertura plataformal do Craton é constituída por
rocha vulcânicas felsicas, sedimentos vulcanoclasticos, metarenitos folhelhos,
margas, níveis conglomeraticos, metassiltitos, rochas carbonático-pelitica (Rocha
1985).
A cobertura sedimentar fanerozóica, também representando a geologia
regional dá área, pelos sedimentos da bacia do Recôncavo de idade mesozóica.
São sedimentos jurássicos do Grupo Brotas, constituídos pelas Formações Sergi e
Aliança, representados respectivamente por arcósio, sedimento arenoso fino a
21
conglomeratico rico
em
estratificações
e folhelhos,
evaporitos
e
arenitos
conglomeraticos.
O Grupo Santo Amaro também está representado no mapa regional, constitui
sedimentos do Cretáceo Inferior, na base tem-se a Fm. Itaparica e no topo a Fm.
Candeias que apresentam depósitos lacustrinos e fluviais que são separados por
uma paraconformidade dos sedimentos eólicos e fluviais referente à Fm. Água
Grande e dos folhelhos lacustres de tom escuro, localizados na base da Fm.
Candeias pertencente ao Mb. Tauá (Barbosa & Dominguez, 1996).
O Grupo Barreiras, representa a cobertura sedimentar do Terciário depositada
no Plioceno Inferior ao Superior, ocorrendo em praticamente toda a costa brasileira e
localiza-se separado ou adjacente à linha de costa pelas coberturas quaternárias. É
composto por sedimentos não a pouco consolidados, apresentando duas unidades
sedimentares que se referem a ambientes deposicionais distintos. A base flúviolacustre é composta por areias finas a grossas e argilas variegadas. Já o topo de
fluxo de detritos é um arenito grosso a conglomerático com matriz caulinítica (Vilas
Boas et al., 2001).
Figura 3: Mapa esquemático mostrando os limites e as maiores unidades estruturais do Cráton do São Francisco.
Cinturões de dobramentos Brasilianos; BJ. - Bloco Jequié. BS. - Bloco Serrinha. BG. - Bloco Gavião. BISC. – Bloco
Itabuna-Salvador-Curaçá. Na figura aparece destacada a área pesquisada. Adaptado de Alkmim et al. (1993).
22
As coberturas sedimentares quaternárias são representadas por: Depósitos
de Leques Aluviais, Terraços Marinhos Pleistocênicos, Terraços Marinhos
Holocênicos, Depósitos Eólicos, Depósitos Flúvio-Lagunares, Depósitos Aluvionares,
Faixa de Praia Atual (Barbosa & Dominguez, 1996).
Na figura 3, mapa geológico regional da área de trabalho, posicionado na
porção leste do Orógeno Itabuna Salvador Curaçá, especificamente no Complexo
Caraíba (Figura 4).
Figura 4: Mapa geológico regional. (Base da CPRM ,em escala 1:1.000.000).
23
3.1 Cinturão Itabuna Salvador-Curaçá
O Cinturão Itabuna Salvador-Curaçá é uma das unidades geotectônicas
que compõem o embasamento do cráton São Francisco com formato alongado na
direção N-S que se estende por cerca de 800km no estado da Bahia.
Ele é balizado, a leste, pelo Bloco Serrinha e a oeste, pelo Bloco Gavião e
pelo
Bloco
Jequié.
Corresponde
a
uma
faixa
móvel
estruturada
no
paleoproterozóico, sendo constituída por rochas metamórficas de alto grau, da fácies
granulito/anfibolito alto, com a maioria dos protólitos gerados no Arqueano (Kosin et
al. 2003).
Este bloco abrange o denominado Cinturão Costeiro Atlântico (Cordani 1973)
e o Cinturão Móvel Salvador-Curaçá (Santos & Souza 1983). O primeiro estende-se
desde a região sul da Bahia até as imediações da cidade de Salvador, sendo
chamado por Barbosa & Sabaté (2002) de Bloco Itabuna- Salvador.
A partir do paralelo de Salvador para norte essa faixa de granulitos se bifurca
em dois ramos: o oriental, que conforma o Cinturão Salvador-Esplanda (Barbosa &
Dominguez 1996), e o ocidental, que se projeta até o Rio São Francisco, nesse caso
levando o nome de Cinturão Móvel Salvador-Curaçá (Santos & Souza, 1983).
O OISC é formado pelos Complexos Tanque Novo–Ipirá, Complexo
Caraíba e Suíte São José do Jacuípe, além de diversas gerações de granitóides
(Kosin et al., 2003).
Segundo Melo et al. (1995), o cinturão Salvador–Curaçá foi gerado em
regime transpressivo, compreende uma zona de cisalhamento dúctil, e evoluiu
segundo episódios reversos e transcorrentes progressivos. Tais processos
ocasionaram uma lenticularização das unidades, que se encontram imbricadas
tectonicamente e são controladas por zonas de cisalhamento sinistrais. Estas zonas
de cisalhamento delimitam o cinturão, separando-o dos terrenos arqueanos e
paleoproterozóicos adjacentes. Elas compõem uma estrutura em flor positiva
assimétrica, cujas massas rochosas cavalgaram o Bloco Serrinha, a leste, e o
fragmento de Mairi e o Complexo Saúde, a oeste (Melo et al. 1995).
Segundo Barbosa & Sabaté (2003), o orógeno é formado por pelo menos
quatro grupos de tonalitos/trondhjemitos, sendo três de idade arqueana e um de
idade paleoproterozóica.
24
O Cinturão Itabuna Salvador-Curaçá é considerado terreno de alto grau
onde foi submetido a metamorfismo de altas temperaturas
atribuído ao
espessamento crustal ocorrido na região devido à colisão que envolveu blocos
arqueanos, esse metamorfismo de alto grau pode ter provocado desequilíbrio de
concentrações minerais. Porem, deformações e processos metamórficos podem
interferir em corpos mineralizados. Em todo o mundo existe associação de depósitos
minerais a terrenos granuliticos com mineralizações de Mn, Ti, Cu, Ni, Zn, Pb, Cr
(Teixeira, 1997).
3.1.1 Complexo Caraíba
O Complexo Caraíba é a principal unidade litoestratigráfica do Orógeno
Itabuna Salvador-Curaça. Litotipos do Complexo Caraíba formam lentes imbricadas
tectonicamente em rochas do Complexo Tanque Novo-Ipirá, da Suíte São José do
Jacuípe, e granitóides intrusivos. Segundo (Kosin et al., 2003), é uma suíte bimodal
metamofisada em fácies granulito, onde o polo félsico é composto por ortognaisses,
enderbítico, charnoenderbítico e por vezes charnockítico, cinza a esverdeados e o
polo básico é composto por lentes gabro-dioríticas. Além dessas composições
Figueiredo (1981), classifica o Complexo Caraiba como: hiperstênio–tonalitos,
hiperstênio–trondhjemitos,
hiperstênio–dioritos,
hiperstênio–monzodioritos,
hiperstênio–quartzodioritos e hiperstênio–sienogranitos.
Pelo método de datação U-Pb (SHRIMP) em cristais de zircão de
ortognaisses do Complexo Caraíba Silva et al. (1997) e Oliveira et al. (2010)
revelaram núcleos com idades ígneas no intervalo 2695-2574 Ma e bordas de
metamorfismo entre 2072 e 2074 Ma. Segundo Oliveira et al. (2010) características
geoquímicas de elementos traço e dados de isótopos de Nd indicam que os
gnaisses desse complexo são de ambiente de arco continental.
3.1.2 Suíte São José do Jacuípe
É composta por uma associação máfica-ultramáfica, de gabronorito com
níveis cumuláticos, ferrogabros, peridotitos, piroxenitos e ocorrência subordinada de
leucogabros (Kosin et al., 2003).
25
As rochas da Suíte São José do Jacuípe ocorrem na forma de lentes
descontínuas com direções N-S a NNW-SSE, imbricadas tectonicamente com
rochas dos complexos Caraíba e Tanque Novo-Ipirá.
Teixeira (1997) considerou que a Suíte São José do Jacuípe representaria
os restos de uma crosta oceânica antiga, de linhagem toleítica, sendo rochas
pertencentes às primeiras fases marinhas da abertura de um rifte.
3.1.3 Complexo Tanque Novo-Ipirá
O Complexo Tanque Novo-Ipirá é definido por Kosin et al. (1999), como
uma seqüência vulcanossedimentar metamorfizada na fácies anfibolito a granulito e
evoluída provavelmente do Arqueano ao Paleoproterozóico. Esse complexo é
constituído por paragnaisses aluminosos, rochas calciossilicáticas, quartzitos,
formações ferríferas, xistos grafitosos, metabasitos e metaultrabasitos.
paragnaisses aluminosos foram
subdivididos
em:
Os
(a) gnaisses kinzigíticos
portadores de fases alumino–magnesianas como safirina, ortopiroxênio, silimanita e
cordierita e (b) gnaisses granadíferos semelhantes a leucogranitos do tipo S
(Loureiro, 1991).
Sobre a geocronologia do Complexo Ipirá não existem dados, porem, Leite
et al. (2009), estudando a paragênese metamórficas em paragnaisses aluminosos
do Complexo Ipirá, atribuiu a formação de ortopiroxênio ao
metamorfismo
granulítico, sendo que as idades obtidas em grãos de monazita indicaram que esse
metamorfismo de alta temperatura ocorreu no intervalo 2,08–2,05 Ga.
Já á
substituição parcial do ortopiroxênio por hornblenda e biotita ele descreveu como
retrometamorfismo em fácies anfibolito. Os protólitos do Complexo Ipirá são
interpretados
como
sendo
originados
de
uma
cobertura
plataformal
paleoproterozóica (Teixeira et al. 2000).
3.2 Corpos Máfico-Ultramáficos
Os corpos máfico-ultramáficos se apresentam com dimensões variadas.
São classificados como Piroxenito maciço, norito e melanoritos bandados com
intercalações de piroxenito, norito e gabronorito.
26
Os Corpos Máfico-Ultramáficos de maior importância no Cinturão Itabuna
Salvador-Curaçá estão localizados no Vale do Rio Curaça, são corpos mineralizados
em cobre extraídos pela Mineração Caraíba. Segundo Mandetta (1982 apud Sá &
Reinhardt 1984), são rochas máfico-ultramáficas, na base ocorre piroxenito maciço,
norito e melanorito bandados, sulfetos de cobre maciço e disseminado ocorrem
associados ao piroxenito e subordinadamente, ao melanorito, com maiores teores
nas porções basais. No topo ocorrem norito e gabronorito, localmente bandados.
A sequencia de Corpos Máfico-Ultramáficos associados ao Complexo
Caraíba e ao Complexo Tanque Novo-Ipirá, foram interpretados como sills
diferenciados, originados a partir de magma basáltico-toleítico que intrudiram rochas
supracrustais (Kosin et al. 2003).
Os noritos da mina de cobre da Caraíba teve datação obtida pelo método
U-Pb SHRIMP em zircões com idade de 2580Ma (Oliveira et al. 2002).
3.3 Corpos Granitóides e sieníticos
Os corpos granitóides que ocorrem no Cinturão Itabuna Salvador-Curaçá são
classificados por suas características geoquímicas e de acordo com o alojamento
em relação às fases deformacionais, podem ser sintectônicos, pós-tectônicos e sin a
tarditectônico.
Os
granitoides
sintectônico
classificados
como
metaluminosos,
subalcalinos e pertencentes à suíte monzonítica, são formados pela mistura de
magma alcalino e magma proveniente de fusão crustal. São corpos que tem em sua
composição orto-augengnaisses granulíticos, monzoníticos a quartzomonzoníticos,
porfiroclastos de feldspatos potássico. Possuem enclaves máficos e xenólitos de
rochas do Complexo Caraíba. Estes corpos foram considerados por Melo et al.
(1995) como tarditangencial a sintranscorrência. Datações U-Pb (SHRIMP) apontam
idade de 2.126 Ma Silva et al. (1997).
Os corpos granitoides classificados como pós-tectônicos que afloram no
Cinturão Itabuna Salvador-Curaçá, são constituídos por sienogranito e monzogranito
com biotita e/ou hornblenda, granodiorito e monzonito subordinados, localmente
27
porfiríticos e por vezes com estruturas de fluxo magmático. Tem idades isocrônicas
Rb-Sr em rocha total entre 1915 e 1897Ma (Melo 1991, Otero & Conceição 1996).
Existem quatro corpos sieniticos de grade relevância no Cinturão SalvadorCuraçá, são os maciços classificados como: maciço Itiúba, Santanápolis, Anuri e
São Félix .
Os corpos sieniticos tem idade de cristalização similar, ausência de
paragênese metamórfica, logo, propõe-se que os mesmo são posteriores ao clímax
do metamorfismo da Orogenia Transamazônica. Segundo Conceição et al. (2007),
esse corpos podem ter sido colocados simultaneamente.
O Maciço São Félix que está na região da área de estudos, tem forma
sigmoidal, com direção norte-sul por aproximadamente 16km de extensão, está
encaixado nos térreos granulitos de alto grau do Cinturão Salvador Curaça, teve
colocação por um mega cisalhamento regional de movimento sinistral sob condições
mesozonais. Seu contato com a encaixante é estruturado por falha, onde a Sul o
maciço São Felix esta em contato com os sedimentos da Bacia do Recôncavo pela
Falha de Maragogipe.
O maciço São Felix é representado facilogicamente por sienito gnáissico,
sienito porfirítico e sienito máfico (Rosa et al., 1991). O Sienito Gnáissico tem
feldspato alcalino em sua composição, bandamentos máficos e félsicos. O Sienito
Porfirítico tem geometria Augen concordantes com o bandamento e granulometria
média a grossa com cristais anédricos. Os sienitos máficos são ricos em
clinopiroxênio em menor proporção que os tipos félsico e porfirítico, também podem
ser encontrados boudinados.
A assinatura geoquímica do maciço São Felix mostra que o mesmo é de
ambiente pós-colisional e intraplaca associado à zona de subducção (Conceição et
al., 1991).
28
4. ORIGEM E CLASSIFICAÇÃO DOS DEPÓSITOS DE MANGANÊS
O manganês foi utilizado pela primeira vez como pigmento pelo homem
para pintar figuras rupestres durante o período paleolítico. Somente em 1771 foi
reconhecido como elemento químico pelo sueco Carl Wilhelm Scheele. Esse
elemento químico se encontra na natureza na forma de óxidos, silicatos,
carbonatos, e menos comumente, sulfetos (Roy 1997).
Existe uma grande variedade de minerais de manganês, na tabela 4.1,
constam os minerais de manganês mais comuns.
Tabela 4.1: Minerais de manganês, suas fórmulas e composições químicas (Sampaio
e Penna, 2002; Harben, 1996).
29
A classificação dos minérios de manganês é feita pela tipologia e teor do
elemento manganês, e relação aos outros minerais que o acompanham. Podendo
ser de alto teor quando apresenta mais de 40% de Mn ou baixo teor quando
apresenta menos de 30% de Mn geralmente classificados como protominério. Na
tabela 4.2, a classificação dos minérios de manganês de acordo com o teor.
Tabela 4.2: classificação dos minérios de manganês de acordo com o teor
O manganês tem grande importância para a indústria, sendo, em termos de
quantidade, o quarto metal mais usado ficando abaixo apenas do ferro, alumínio e
cobre. Hoje 30% do manganês é usado na siderurgia e 70% são usados como
elemento de liga, sendo que a maior parte do manganês é empregado para a
obtenção de liga ferromanganês obtida redução do óxido de ferro, Fe2O3, e do
dióxido de manganês, MnO2. Também é produzido o ferro-silicio-manganês, uma
liga com 60-70% de manganês e 15-30% de silício.
30
4.1 Evolução dos Depósitos de Manganês no Tempo geológico
Os depósitos de manganês estão distribuídos ao longo do todo tempo
geológico com ocorrências no Arqueano, Proterozóico e Fanerozóico.
No arqueano esses depósitos foram formados por associação de formações
ferríferas e metais-base, surgiram por volta de 3.0Ga. No Brasil existe registro de
depósitos de manganês hospedados em rochas metassedimentares de 2.8 e
2,9Ga, (Roy 2000).
Entre o arqueano e o paleoproterozóico a Terra ofereceu as condições mais
favoráveis para a deposição de manganês, sobretudo, entre as idades de 2.4 e 1.9
Ga, onde passou a predominar um ambiente oxidante, tanto na atmosfera quanto
na hidrosfera (tabela 4.3).
Tabela 4.3: Evolução físico-química da atmosfera e hidrosfera durante o Pré-cambriano. Extraído
de Borges (2012)
Estes dados foram confirmados por Veizer et. al. (1989) e por Roy (2006),
os quais demonstram que os principais depósitos de manganês do Pré-cambriano
são do final do arqueano até o final paleoproterozóico (Figura 4.1).
31
Figura 4.1: Distribuição dos depósitos de manganês no tempo geológico. Extraído de Borges
(2008).
De acordo com (Roy 1997, 2000), as ocorrências de depósitos de
manganês no Arqueano em relação aos de sulfetos são muito menores, isso por
causa da baixa disponibilidade de oxigênio na terra, além das características da
atmosfera e hidrosfera, já que a evolução dos depósitos de manganês está
relacionada a eventos climáticos, biológicos e geológicos. A hidrosfera no período
arqueano tinha característica redutora, e isso contribuiu para dissolução e
acúmulo de manganês (Roy 1997, 2000).
No proterozóico se destacam as maiores ocorrências de manganês, e onde
são encontrados os depósitos com maior volume. Segundo Roy (1997), os
depósitos de manganês de maior potencial e volume ocorrem no proterozóico,
associados com formações ferríferas bandadas (BIF). Essas ocorrências estão
relacionadas à disponibilidade de oxigênio, estabilidade da atmosfera e
estratificação dos oceanos. O Mn2+ dissolvido era concentrado em ambiente
anóxico de águas profundas, verticalmente por advecção-difusão ocorre a
migração para interface redox e atingindo
concentrações máximas, onde
partículas óxido-hidróxido de manganês são formadas pela oxidação do Mn +2, que
retornam para a superfície anóxica onde é depositada.
32
Os depósitos de manganês podem ser classificados como: hidrotermal,
sedimentar e supergenico Roy (1981). Os depósitos sedimentares são
subdivididos em vulcanogênicos, e não-vulcanogênicos.
4.2 Transporte e ambiente de deposição
Segundo Roy, (2006), o ciclo do manganês envolve fonte, transporte,
deposição e intemperismo. Todos estes fatores são influenciados pelo clima,
geoquímica dos oceanos e nível do mar.
O manganês é geoquimicamente móvel e migra em águas superficiais e
subterrâneas. O teor médio de manganês da água do rio é muito baixo, porem a
contribuição bruta de manganês para as bacias de hoje através dos rios é
considerável. O mar Negro e o mar Azov recebem anualmente cerca de 210 000
toneladas de manganês através da descarga do rio (Sapozhnikov, 1970).
O manganês pode migrar em solução, na forma de partículas e na forma de
complexos orgânicos em proporções variáveis. Para Strakhov (1969) e
(sapozhnikov (1970), o manganês dissolvido que é o principal responsável pela
formação dos depósitos.
O nível de oxigênio e pH no ambiente deposicional são fatores primordiais
para a solubilidade e precipitação do manganês. Os óxidos e hidróxidos de
manganês são mais solúveis que os óxidos e hidróxidos de ferro para qualquer pH
e Eh. O manganês tende a ser levado em solução mais facilmente e permanece
mais tempo em solução do que o ferro (Barbosa, 1981).
Fe e Mn podem migrar como humatos ou outros complexos, tais como
complexos de bicarbonato na água subterrânea anaeróbia e em águas de
superfície ligeiramente ácidas (Roy, 1981).
A estreita relação entre o ambiente fisiográfico e tectônico sobre os
continentes, e a mobilidade geoquímica de elementos diferentes, incluindo Fe e
Mn foi sublinhado por Strakhov (1969). A série de mobilidade geoquímica indica
uma tendência para que os elementos se dispuserem em ordem de mobilidade
progressiva, onde os parâmetros físico-químicos do Eh e pH são os principais
fatores de controle em meio aquoso, de manganês.
33
4.3 Deposição dos depósitos de manganês
A deposição do manganês pode ser na forma de carbonatos, hidróxidos,
silicatos, óxidos ou sulfetos, isso depende do ambiente deposicional e dos
parâmetros físico-químicos do ambiente de sedimentação.
A presença de matéria orgânica pode afetar no comportamento das
condições exógenas no momento da deposição, dessa forma a deposição de
manganês é governada pela disponibilidade de oxigênio e da matéria orgânica
livre nas bacias sedimentares, (Borges, 2008).
Os parâmetros físico-químicos do Eh e pH é que controlam a separação do
manganês e do ferro durante a deposição, sendo determinantes também para
modificar a faciologia do protominério. Segundo Roy (2006), a deposição do
manganês se dá geralmente em condições oxidantes e pH levemente básico. Em
ambiente redutor, Fe (OH)2 é separado em condições de pH acido, e o Mn(OH)2 é
precipitado em condições de pH básico.
Segundo Hem (1963), a taxa de oxidação e precipitação de Mn a partir de
uma solução aerada cresce com o aumento do pH e reduz-se pela presença de
HCO3 e SO4. Esse autor após estudos de fase de equilíbrio do manganês, em
sistema de água em temperatura ambiente e pressão, mostrou áreas de
estabilidade para os sólidos e a solubilidade do Mn e as formas dominantes de
soluto.
Foram considerados varias possibilidades de condições do meio em termos
de Eh e pH, de acordo com
Krauskopf & Bird (1995). Em condições de pH
superior a 5 pode haver a deposição do manganês, desde que as condições
sejam oxidantes, com formação de pirolusita, manganita, criptomelana, dentre
outros óxidos de alta valência, porem em meio é ácido este metal é móvel. Em um
sistema com as mesmas variáveis físico-químicas, mas em soluções com
presença de Mn-S-CO2-H2O, Hem (1972) já havia definido condições de
estabilidade similares ao que foi defendido por Krauskopf & Bird (1995), porém,
34
nesse caso também, admitem a deposição da alabandita (MnS) Borges (2012)
(Figura 4.2).
Figura 4.2: Areas de estabilidade de sólidos, campo de estabilidade das fases mineralógicas do manganês em
função das condições de pH e Eh no sistema Mn-SCO2.H2O. Hem (1963), (Borges, 2012).
4.4 Depósitos Hidrotermais
Esses depósitos ocorrem devido à intensa atividade hidrotermal envolvida
na formação da crosta oceânica, transferência de grande quantidade de calor e
massa do interior da Terra para os oceanos. Os depósitos de manganês
hidrotermais podem ser relacionados a ambientes de bacias marginais rasas,
back-arc, terrenos de fore-arc, fossas adjacente a margens de placas continentais
(Roy, 1997).
Os depósitos hidrotermais são classificados como: depósitos em veio e
depósitos stratabound. Segundo Roy (1968), os depósitos em veio tem uma
grande variedade mineralógica que depende da disponibilidade de oxigênio e
35
queda da temperatura para formação, portanto esses tipos de depósitos podem
ser classificados quanto às suas temperaturas de formação.
Os depósitos stratabound que são formados em bacias continentais onde
sedimentos ricos em manganês podem expulsar fluidos manganesíferos por
compactação a temperaturas menores que 100ºC e mineralizar a rocha
hospedeira (Glasby 1988). Os depósitos formados por fluidos hidrotermais estão
relacionado tanto a encaixantes magmáticas quanto sedimentares.
4.5 Depósitos Sedimentares
Segundo Roy (1992), os maiores depósitos de manganês tem origem
sedimentar e suas fontes podem ser vulcanogênica e não vulcanogênica. São
formados por uma sequência de fases ligadas ao tectonismo, evolução da
atmosfera e hidrosfera. Essas fases têm inicio no fornecimento de metal por uma
ou inúmeras fontes, passando pelo transporte para uma bacia até a deposição, ou
a concentração durante o processo de diagênese. Essa possibilidade da formação
do deposito tem origem de uma ou mais fontes torna a determinação dos
depósitos de origem sedimentar muito complexa, visto que essas fontes podem ter
origem terrígena ou hidrotermal (Roy 2006).
Barbosa (1981) subdivide os depósitos sedimentares em antigos de fonte
vulcânica e não vulcânica e modernos de fonte vulcânica e não vulcânica, sendo
que os depósitos de fonte não vulcânica podem estar associados a formações
terrígenas, carbonáticas ou ferríferas.
Os depósitos de manganês sedimentares modernos formaram-se em um
ambiente de mar profundo, em contraste com as evidências dos antigos depósitos,
que foram formados em um ambiente de margem de bacia em águas rasas (Roy
1988).
36
4.6 Depósitos Supergênicos
A formação dos depósitos de manganês supergênicos está relacionada as
condições climáticas, topografia e teor de manganês na rocha fonte. Em regiões
onde o clima é tropical úmido os depósitos de manganês podem ser gerados na
zona de intemperismo. No semiárido a formação do manganês é baixa podendo
ser formado camadas finas de oxido de manganês. Em regiões de clima
temperado, durante o intemperismo com taxa de decomposição elevada e acidez,
o manganês tem alta mobilidade sendo então carreado.
Outros fator para a mobilidade do manganês em ambientes exógenos é o
seu potencial iônico. Através do potencial iônico pode-se sugerir, que elementos
como Mn, Cu, Ni, Al e Fe formem concentrações residuais quando sujeitos às
condições superficiais com disponibilidade razoável de água, Borges (2012).
Segundo Leeder (1999) Op cit. Borges 2012, elementos com potencial
iônico menor do que três, portanto com grande raio iônico e baixa carga iônica,
são móveis em condições superficiais. Os elementos com potencial iônico superior
a dez, ou seja, com baixo raio iônico e elevada carga, também tendem a formar
complexos solúveis e que se dissolvem facilmente, porem, como pode ser
observado também na figura 4.3, cátions com valores intermediários de potencial
iônico, entre 3 e 10, tais como Cu, Mn, Mg, Fe, Ni, Al, Cr, U Th, Ti e Zr tendem a
ser insolúveis, se ligando a água para a formação de óxidos e hidróxidos estáveis
a estas condições.
37
Figura 4.3: Esquema simplificado mostrando a mobilidade relativa dos elementos em soluções aquosas em
ambiente superficial com base no potencial iônico (carga iônica/raio iônico). Extraído de Borges (2008).
A supergênese atua sobre os protominérios expostos a superfície como:
escarnitos, gonditos, anfibolitos manganíferos, queluzitos. Com a alteração do
protominério, ocorre a transformação dos óxidos de baixa valência, carbonatos e
silicatos em óxidos secundários de alta valência, entre esses óxidos estão a
litioforita, pirolusita, criptomelana, manganita, conforme mostrado na figura 4.2.
Segundo Barbosa (1981), os depósitos supergenicos tem modos de
jazimentos variáveis, dependendo da geometria do corpo do protominério. Esses
depósitos geralmente apresentam características como: afunilamento com a
profundidade, diminuição do teor de Mn com a profundidade e com a aproximação
da rocha encaixante.
Os principais registros de enriquecimento supergênico tem ocorrência a
partir da metade do Cenozóico até o recente. Estudos de depósitos na Austrália
realizado por Dammer, McDougall & Chivas (1999), comprovam idade de
laterização do protominério entre 52 e 7 Ma através de datações K/Ar e 40Ar/
39Ar, o que sugere processos de enriquecimento supergênico de idade Neógena,
relacionado com a formação da superfície Sul-Americana.
38
Os carbonatos de manganês e silicatos-carbonatos são mais favoráveis a
concentração supergênica em zonas de intemperismo, por serem mais solúveis, já
os óxidos de manganês são formados por reprecipitação, dissolução ou in situ
pela oxidação do protólito.
Os processos supergênicos estão registrados na grande maioria dos
depósitos de manganês situados em regiões de clima tropical propiciando o
enriquecimento desse elemento na zona de intemperismo.
No Brasil alguns depósitos formados por enriquecimento supergênico são
conhecidos como o deposito Serra do Navio no Amapá; deposito Morro da Mina
em Minas Gerais e o Distrito Manganífero Urandi-Licinio de Almeida na Bahia,
onde os processos supergênicos transformou a granada espessartita em óxidos
como pirolusita e psilomelana.
No depósito de manganês de São Félix, objeto deste estudo, observa-se
que os processos supergênicos estão bem marcados, na área de estudo o
protominério do tipo gondito esta encaixado de forma concordante com a rocha
encaixante (granulito), onde o gondito sofre ações intempericas e ocorre
principalmente alteração da granada (espessartita) e do piroxênio (piroxmanguita)
por óxidos de manganês.
4.7 Depósitos de Manganês no mundo
São conhecidos depósitos de manganês em varias partes do mundo,
associados a diversos processos de formação. Esses depósitos ocorrem ao longo
de todo tempo geológico desde o Arqueano até o Fanerozóico.
Aproximadamente 80% das reservas mundiais conhecidas são encontradas
na África do Sul, sendo que existem depósitos importantes localizados na Europa,
Ásia e na América do Sul. Na figura 4.3, encontra-se a distribuição dos principais
depósitos de manganês no mundo.
Dentre os mais conhecidos depósitos de manganês estão os depósitos:
Nikopol
(Russia),
Chiatura
(Russia),
Nsuta
(África),
Usinsk
(Russia),
Moada(África), Molango (México), Umini (Marrocos), Groote Eylandt (Australia).
39
No Brasil destaca-se os depósitos Serra do Navio (Amapá), São João Del
rei (Minas Gerais), Urucum (Mato Grosso), Urandi-Lícinio de Almeida (Bahia),
Azul (Pará), e Serra de Buritirama (Pará).
O deposito de Nikopol esta localizado na Rússia, é do Oligoceno,
classificado como deposito de origem sedimentar, tem como associações
litológicas: arenitos, siltitos, argilas, margas, óxidos de manganês e carbonatos.
Os principais minerais de manganês desse deposito são: rodocrosita calcica,
calcita manganífera, pirolusita, psilomelana, manganita e mangano. Existem cerca
de 1.7 bilhões de tonelada de manganês, com teores entre 15 e 35% (Borges,
2008).
O depósito de Molango esta localizado no México, é do Jurássico e tem
origem sedimentar, associados a calcários carbonosos e folhelhos e os principais
minerais de manganês associados são: rodocrosita(MnCO3) e kutnahorita
(Ca(Mn,Mg,Fe)(CO3)2.
Nsuta
é
um
depósito
localizado
no
continente
africano
é
do
paleoproterozóico inferior e tem como associações litológicas: grauvacas,
gonditos, xisto, filitos, tufos metamorfisados e lavas intermediarias e os principais
minerais de manganês são: espessartita, criptomelana, pirolusita, litioforita e
manganita.
Figura 4.4: Localização dos principais depósitos de manganês no mundo. Beukes & Gutzmer (2006).
40
No Brasil destacam-se as minas do Azul, localizada em Serra dos Carajás
no estado do Pará e a mina de Urucum localizada em Corumbá, no Mato Grosso
do Sul. Esses dois depósitos tem alto teor, em torno de 40% de manganês. O
deposito de Urucum é do proterozóico inferior e tem como associações litológicas:
hematita bandada, arenito arcosico, dolomintos, conglomerados e jasper, e
psilomelana e pirolusita como principais minerais de manganês.
O depósito Serra do Navio está localizado no Amapá, foi formado pela
acumulação de manganês na forma de óxidos a partir do protominério gonditico, é
do proterozóico inferior e além dos gonditos tem como associações litológicas o
anfibolito, xistos, quartzitos e queluzitos.Também ocorrem associados a
espessartita, rodocrosita, esfalerita, rodonita e grafita (Barbosa, 1981).
Na Bahia os principais depósitos manganíferos encontram-se nos distritos
do sul da Bahia, de Urandi-Licinio de Almeida, do oeste da Bahia e da Serra de
Jacobina.
Na figura 4.5, encontra-se a localização dos referidos distritos
manganíferos (Barbosa, 1981).
Segundo Barbosa (1981), os depósitos da Serra de Jacobina são de
pequeno porte e estão distribuídos em quase toda borda leste da serra e
associados aos filitos do complexo Itapicuru e tem como principais minerais de
minério a psilomelana e pirolusita. O minério desse depósito apresenta-se como
camadas e leitos estratificados nos filitos, na forma de óxidos secundários como
crosta ferro-manganiferas, rolados, “granzon”, entre outros.
Os depósitos do Distrito Urandi-Licinio de Almeida, fazem parte da
sequência metavulcanossedimentar Caetité-Licinio de Almeida, de idade provável
paleoproterozóica, localiza-se entre as cidades de Caetité e Licinio de Almeida, no
oeste da Bahia. Essa sequência tem como associações litológicas itabiritos,
queluzitos,
mármores
calcissilicáticas
e
(calcíticos
rocha
carbonato
e
manganesíferos),
silicática,
gonditos,
metavulcânicas
rochas
máficas
e
ultramáficas (xistos máficos e ultramáficos), metapelitos com biotita, muscovita e
granada-xistos (aluminosos) e cummingtonita xistos (Rocha, 1991; 1992; Rocha et
al. 1998; Souza et al. 1984; Borges, 2008; Cruz et al., 2009; Borges et al. 2010;
Apud Borges 2012). Um total de 35 minas de manganês já foram cadastradas,
41
configurando o Distrito Ferro-Manganesífero Urandi Caetité-Licínio de Almeida
segundo Rocha et al. 1998) Apud (Borges, 2012).
Segundo (Barbosa, 1981), todos os depósitos do distrito Urandi-Licinio de
Almeida, quando alcançaram a superfície de erosão foram atingidas pela
supergênese. Os gonditos tiveram enriquecimento supergênico gerado pela ação
do intemperismo, provocando a alteração da espessartita para pirolusita e
psilomelana (Barbosa, 1981).
No Distrito oeste da Bahia os depósitos de manganês ocorrem no Grupo
Bambuí em três zonas tectônicas:
Na zona miogeossinclinal, onde o manganês esta encaixado em filitos e
xistos; zona peri-cratônica com ocorrência de manganês em crostas superficiais,
formadas pela supergenêse sobre filitos ricos em manganês e zona cratônica,
ocorrência de óxidos de manganes de alta valência interestratificados em argilitos,
Barbosa (1981, 1982). Segundo esse mesmo autor, analises de difratômetria de
raio x em amostras de camadas de óxidos primário da zona cratônica identificou
picos de pirolusita e psilomelana. O Mn que deu origem aos depósitos acumulouse em ambiente oxidante.
Os depósitos descritos no sul da Bahia ocorrem encaixados em rochas
metamórficas de alto grau da fácies granulito. As mineralizações manganíferas no
sul da Bahia estão concentradas nos municípios de Santo Antônio de Jesus,
Valença, Coaraci e Maraú. Todos os depósitos do sul da Bahia são considerados
de pequeno porte e apresentam-se sob a forma de minério in situ, rolados e
tombados (Barbosa, 1981).
O minério in situ está sob a forma de lentes concordante com a rocha
encaixante. São dezenas de depósitos cadastrados, mas classificados como antieconômicos. Em Marau foi comprovada a presença de protominério silicocarbonatico composto de espessartita, rodonita, tefroita, feldspato, mica,
rodocrosita e quartzo. O depósito de São Felix, apresenta-se encaixado em rocha
granulitica, e os minerais associados ao protominério é a espessartita,
piroxmanguita(?), quartzo, pirolusita e óxidos não identificados.
42
Figura 4.5: Localização das áreas manganíferas da Bahia. Modificado de Barbosa (1981).
43
5. GEOLOGIA DO DEPÓSITO DE MANGANÊS DE SÃO FÉLIX
A partir do mapeamento geológico, aliado às descrições macroscópicas e
microscopica (descrição de lâminas delgadas e polidas),
das
litologias
encontradas foi possivel identificar duas unidades geológicas na área de trabalho:
a rocha mineralizada classificada como protominerio do tipo Gondito e a rocha
encaixante, classificada como granulito de composição enderbitica. Na figura 5.1,
observa-se um esboço da geologia encontrada no depósito estudado.
Foram realizadas também análises mineralógicas através da Difratometria
de Raios-X (DRX), para as amostras do protominério.
A rocha encaixante está inserida no Complexo Caraíba. Esse complexo é a
principal unidade litológica presente no Orógeno Itabuna-Salvador-Curaça,
costituida de suíte bimodal, metamorfisada em fácies granulito, que possui o pólo
félsico composto por ortognaisses enderbíticos, charnoenderbíticos e raramente
charnockíticos, já o pólo máfico é composto por lentes meta-gabro-dioríticas
(Kosin et al., 2003). A distinção entre as litologias desse complexo é feita
principalmente pela composição mineralógica.
Os corpos de minério maciço são provenientes da alteração intemperica do
gondito, aparecem no geral sob a forma de blocos rolado, lenticular encaixada no
granulito e crostas manganífera superficiais.
5.1 Rocha encaixante – Granulitos - Enderbito
As rochas dessa unidade apresentam-se bastante alteradas, tem coloração
cinza esverdeada devido alteração sofrida pelos processos intempericos, porem,
quando frescas, possuem cor cinza clara, tem granulação média onde
macrospicamente
é
possível
identificar
cristais
de
quartzo,
k-feldspato,
plagioclásio, biotita e anfibólio. Por vezes, exibem estrutura gnáissica.
Os enderbitos têm mineralogia semelhante aos charnockitos, entretanto são
mais ricos em plagioclásio e clinopiroxênio. O caráter plutônico dessas rochas é
reforçado não só pela presença de microcristais de hornblenda e de biotita,
inclusas em plagioclásios, mas, também, por agregados de ortopiroxênio44
clinopiroxênio com composição magmática típica (Bhattacharya 1971) e
temperaturas de cristalização variando entre 900 e 1.000°C (Barbosa 1986,
1989,1990). Na fotografia 5.1, observa-se rochas enderbitica e no detalhe cristal
de hornblenda de aproximadamente 1cm.
Figura 5.1: Mapa geológico esquemático da área de estudo.
45
Fotografia 5.1: Rocha granulitica de granulometria fina à média, com destaque para cristal de
anfibólio.
Os granulitos também foram encontrados com foliação incipiente, minerais
estirados seguindo uma orientação preferencial. Nessa unidade, a foliação Sn foi
medida, tendo direções: Sn N200/75NW; Sn N155/60SW; Sn N200/74NE. Nessa
litologia foram encontradas deformações rúptil, dúctil e rúptil-dúctil como: Fraturas,
falhas, zonas de cisalhamento e dobras. Na fotografia 5.2, observa-se um
afloramento de rocha granulitica e no detalhe direção de foliação.
46
Fotografia 5.2: Visão geral da rocha granulitica, no detalhe foliação com direção Sn N200/75NW.
Na Fotografia 5.3, observa-se veio de quartzo sendo cortado por falha com
movimento aparentemente destral. Essa litologia apresenta, em alguns locais,
níveis máficos com concentração de granada (Fotografia 5.4), por vezes xenólito
dessa litologia máfica, classificada como de composição gabroica, sendo corpos
que foram reequilibrados na fácies granulito. Na Fotografia 5.5, vê-se a presença
de xenólito inserido no granulito cortado por falha com cinemática aparentemente
sinistral. Zona de cisalhamento presente com direção N095/73SW, cinemática
com movimento aparente destral (Fotografia 5.6).
Os diques de rocha granítica ocorre na área intrudindos nos granulitos,
esses corpos tem forma alongada com aproximadamente 10cm de largura, tem
textura fanerítica de granulação média à grossa e composição quartzo-feldspatica,
tendo também a presença de cristais de cordierita (Fotografia 5.7).
47
Fotografia 5.3: Falha cortando o veio de quarto, com indicador de movimento destral.
Fotografia 5.4: Nível máfico inserido no granulito com granada, no detalhe um pórfiro de granada.
48
Fotografia 5.5: Intrusão máfica de composição gabróica, inclusa no granulito, cortados por falha
com movimento aparentemente sinistral.
Fotografia 5.6: Rocha granulitica, apresentando deformação, com dobras assimetricas, zona de
cisalhamento, cinemática aparente com movimento destral.
49
Fotografia 5.7: Dique de granito cortando a rocha granulitica, no detalhe cristais de cordierita no granito.
5.2 Protominério – Gonditos
O protominério da área de trabalho foi classificado como gondito, que é
uma rocha metamórfica que tem como mineralogia principal a granada do tipo
espessartita, cuja degradação intemperica origina o minério de manganês.
O minerio de manganês na região de São Félix, foi concentrado pelo
enriquecimento supergênico a partir da alteração intemperica do gondito.
Podendo ocorrer nas seguintes formas:
1) Bloco formado essencialmente por óxidos de manganês possivelmente
“in situ”sobre o gondito.
2) Bloco rolado do minério “in situ” que devido a erosão estão espalhados
na superficie ao redor do corpo de minério “in situ”.
50
3) Crosta manganesifera de espressão superficial que podem ocorrer sobre
o gondito. Estas crostas devem formar-se pela lixiviação do manganês por águas
superficiais e precipitação próxima a fonte .
Os corpos de minério maciço estão em geral aparecendo sob a forma de
blocos rolados e crostas manganífera superficiais, em sua maioria observa-se
esse minério na forma de rolados. O protominerio apresenta-se também sob a
forma de blocos rolados e forma lenticular encaixada no granulito. Na figura 5.2,
um esboço do depósito de manganês de São Félix e suas feições .
LEGENDA
Minério Rolado
Protominério - Gondito
Solo residual
Granulito - Enderbito
Minério
Contato inferido
Figura 5.2: Seção geológica esquemática do depósito de manganês de São Félix.
51
O corpo mineralizado lenticular é estreito e tem
forma alongada,
concordante com a foliação na direção N-S, tem textura maciça, granulometria fina
à média e apresenta-se alterado para óxidos de Mn.
Devido aos processos erosivos e grande espessura de solo que recobre as
rochas, não é facilmente reconhecível o contato entre a rocha encaixante e o
minério, porem na (Fotografia 5.8) é possível observar esse contato.
O gondito apresenta-se com intensa alteração superficial, tem coloração
cinza azulado à preto. Os solos originados a partir da alteração intempérica deste
litotipo apresentam coloração marrom escuro. Sua composição mineralógica é
granada (espessartita - Mn3Al2(Si3O12), quartzo e óxidos de manganês.
As evidências geológicas observadas em campo, aliadas aos estudos
petrograficos indicam que o depósito de manganês de São Felix foi originado a
partir de processos supergênicos. Os processos de alteração e formação de
depósitos pela supergênese depende de fatores como: clima, composição do
protominério, agentes tectônicos e aspectos geomorfológicos. A ação desses
fatores é que leva a concentração de manganes relativamente baixo e formação
do depósito a partir rochas com baixo teor como o gondito, onde a circulação de
fluidos meteóricos associada com regime de chuvas e com flutuações do nível
freático remove a sílica e acumula o Mn.
Em ambiente de Eh oxidante e pH entre 5-8, ira influenciar na alteração
quimica e mineralogica da rocha. As maiores ocorrrências dos depósitos de
manganês estão entre o arqueano e paleoproterozóico, onde predominava um
ambiente oxidante tanto na atmosfera quanto na hidrosfera.
A variação da composição química, nestas condições intempéricas os
óxidos SiO2, MgO, Na2O, CaO e K2O são eliminados do perfil de alteração
enquanto que MnO, Fe2O3, bem como Cu, V, Al, ETR são concentrados
residualmente (Borges, 2012)
52
minério
Encaixante
Fotografia 5.8: Contato entre a encaixante e o minério
Outras formas de ocorrências do minério na área mapeada são os minérios
rolados e tombados, com tamanhos que variam de 5 à 15 cm e de 15cm à 1,5m
respectivamente, e podem ser encontrados tanto no topo, quanto nas encostas da
área (Fotografia 5.9).
Minério
Fotografia 5.9: Minério exposto na área sob a forma de blocos rolados e tombados.
53
Na fotografia 5.10, observa-se ocorrência de crosta manganifera superficial
sobre a rocha encaixante, crosta formada pelo enriquecimento secundário, assim
como na fotografia 5.11, onde por vezes ocorre com habito botrioidal (Fotografia
5.11).
Fotografia 5.10: Crosta manganifera superficial
Fotografia 5.11: Detalhe do Gondito alterado com crosta manganífera superficial com habito botroidal.
54
Na (Fotografia 5.12), amostra de mão do protominerio com alteração da
borda para o centro, niveis de espessartita na borda já alterada com coloração
caramelada. A presença da granada espessartita no protominerio é confirmada na
analise realizada por Difratometria de Raios-X, nesse mineral predomina na rocha
gonditica.
Foi realizado analise por Difratometria de Raios-X em cinco amostras (TC01A, TC 01B, TC- 08, TC -09 e TC- 10), do protominério e do minério, com a
finalidade de identificação dos óxidos de manganês, porem, os difratogramas
apresentam um baixo grau de resolução. Nas figuras 5.3 e 5.4, observa-se
difratogramas com presença de picos de espessartita, além da granada
espesartita Mn3Al2(Si3O12), foi identificados picos secundários de pirolusita MnO2.
No capitulo 6, será apresentado a descrição microscópica do protominério,
onde é possível identificação de outras litologias associadas ao gondito além da
espessartita um piroxênio de manganês é observado, podendo ser classificado
como piroxmanguita ((Mn,Fe)SiO3) que é um piroxenóide de Mn e ferro, além dos
minerias opacos e em menor proporção o quartzo.
Fotografia 5.12: Amostra de mão do protominério, alteração evoluindo da borda para o centro.
55
Espessartita
Espessartita
Figura 5.3: Difratometria de Raios-X da amostra TC-01A, demonstrando a predominância da granada espessartita.
Espessartita
Espessartita
Espessartita
Figura 5.4: Difratometria de Raios-X da amostra TC-09, demonstrando a predominância da granada espessartita.
56
6. CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA
A descrição das lâminas petrográficas foi necessária para caracterização
dos litotipos, identificando a composição mineralógica, textural e feições
associadas. Foram descritas 7 lâminas petrográficas.
6.1 Granulito - Enderbito
O enderbito da área de estudo tem textura poiquiloblastica, granoblastica
granular, porem com alguns cristais com característica decussada, inequigranular,
com cristais variando de subdioblasticos à xenoblásticos. Essa litologia tem como
composição principal: plagioclásio, quartzo, ortopiroxênio (opx), clinopiroxênio
(cpx), K-feldspato, anfibólio, biotita titanifera, e como acessórios foi identificado
cristais de apatita, zircão e opacos. Os granulitos são rocha encaixante da área de
estudo e foi classificada como enderbito pela composição modal.
O plagioclásio apresenta-se em maior quantidade na rocha e perfaz um total
de 45% do volume total, o grau de alteração é baixo, é possível observar que
alguns grãos não apresentam mais geminação, onde a predominância é de
geminação albita e albita-Carlsbad (Fotomicrografia 3). Os cristais de plagioclásio
variam de 0,1 à 3,0 mm, esses grãos nos seus limites apresentam contato curvo e
por vezes contato reto entre si e com outros minerais (Fotomicrografia 1).
Fotomicrografia 1: Grãos de Cpx-Clinopiroxênio; Pl-Plagioclsio; Ap-Apatita e Op- Opacos, visão geral
da lâmina onde os minerais apresentam-se normalmente com contato curvo entre si. A) imagem com
nicóis cruzados. B) Imagem em luz plana. Aumento= 100X. Amostra: TC-04.
57
Os
piroxênios
são
representados
na
rocha
por
clinopiroxênios
e
ortopiroxênios, representa 20% do volume total da rocha, sendo 12% clino e 8%
orto.
Os cristais de piroxênio apresentam limites predominantemente curvos, com
faces cristalinas variando de subdioblásticos à xenoblásticos. O tamanho dos grãos
estão variando de 0,1 à 3,5 mm. Os cristais de clinopiroxênio estão representados
pela augita, e o ortopiroxênio é representado pelo hiperstênio, apresentam-se por
vezes de forma alongada (fotomicrográfias 2).
Fotomicrografia 2: Cristais de
Cpx-Clinopiroxênio e Qtz-Quartzo de forma alongada, ambos
apresentando em sua maioria contato curvo com o Pl-Plagioclasio, e por vezes contato reto. C) Imagem
com nicóis cruzados. D) Luz plana. Aumento = 100X. Amostra: TC-04.
Fotomicrografia 3:. Cristais de Pl-Plagioclasio com geminação albita, formando contato curvo entre
os grãos e pontualmente envolvido por cristai de Cpx-Clinopiroxênio. E) Imagem em nicóis cruzados.
F) Imagem em Luz plana. Aumento= 100X. Amostra TC-06
58
O K-Feldspato representa 11% do volume total da rocha, é representado
pela microclina que em nicóis cruzados apresenta a sua típica geminação em
grade do tipo albita-periclina. Os cristais apresenta limites curvo, faces cristalinas
dos grãos são xenoblástica, grãos com tamanhos variados, podendo chagar à 3,5
mm, observa-se inclusão de clinopiroxênio na microclina (fotomicrográfia 5).
O anfibólio representa 3% do volume total da rocha e está representado pela
hornblenda, os cristais apresentam limites curvos, faces cristalinas dos grãos são
subdioblástico, o pleocroísmo do anfibólio é marrom a verde amarronzado, o
tamanho dos grãos podem chegar até 3 mm (fotomicrográfia 4).
Fotomicrografia 4:. Cristais de Hbl-Hornblenda com pleocroismo marrom, grãos xenoblásticos assim como
o Opx-Ortopiroxênio, Grão de Pl-Plagioclasio sem geminação. A) Imagem com nicóis cruzados. B) Imagem
em Luz plana. Aumento= 100X. Amostra TC-06.
59
Fotomicrografia 5: Cristai de Kfs – K-Feldspato/ microclina, quartzo apresentando alteração, cristais de
Pl-Plagioclasio com geminação albita. I) Imagem com nicóis cruzados. J) Imagem com luz plana.
Aumento= 100X.
O quartzo equivale a 15% do volume total da rocha seus grãos apresentam
contato curvos e retos nos limites, faces cristalinas dos grãos predominantemente
xenoblásticos, com tamanho de variando de 0,1 à 2,5 mm, grãos por vezes
apresentam cor amarelada, tem extinção ondulante e geralmente associados com
o plagioclásio (fotomicrográfia 5).
Os opacos representam 4% do volume da rocha, por vezes apresenta
relação de contato com o clinopiroxênio, não apresentam forma definida.
(fotomicrográfias 1 e 6).
O zircão representam a 1% do volume total da rocha, com tamanhos de 0,07
a 0,1mm, apresenta forma subdioblástico e estão inclusos no plagioclásio
(fotomicrografia 6).
A apatita tem grãos variando de 0,1 à 0,2 mm, com forma subédricas e
apresenta-se sempre em contato com o plagioclásio (fotomicrográfia 1).
A biotita titanifera possui pleocroísmo variando entre o castanho claro e
castanho escuro, ocorre subiodioblástica a xenoblástica, em contato com cristais
de K-Feldspato e opacos (fotomicrográfia 7).
60
Fotomicrografia 6: Grãos de Kfs – K-Feldspato/ miroclina envolvendo o Cpx-Clinopiroxênio; PlPlagioclasio, presença do Zr-Zircão como mineral acessório. L) Imagem com nicóis cruzados M) Imagem
com luz plana. Aumento = 100X. Amostra TC-06
A
0.10 mm
B
0.10 mm
Fotomicrografia 7: Cristais de Bt- biotita titanifera em processo de alteração, em contato com Op-opacos e
grãos de Kfs – K-Feldspato/ miroclina e Pl-Plagioclasio. A) Imagem com nicóis cruzados. B) Imagem
com luz plana. Aumento = 100X. Amostra TC-03.
61
6.2 Protominério – Gondito
O protominério classificado como gondito, tem em sua composição
mineralógica: granada, quartzo, clinopiroxênio e opacos. As lâminas descritas do
protominério foram das amostras: TC 01 e TC-07A, TC-11 e TC-12.
A granada representa 70% do volume total da rocha, os grãos são
inequigranulares, as faces cristalinas são subdioblástico à xenoblásticos, o
tamanho dos grãos variam de 0,05 à 3,5 mm, o mineral tem relevo alto e cor
acastanho claro. Pela composição do protominério e identificação por analise DRX
a granada é classificada como espessartita [Mn3Al2(SiO4)3]. Com esse alto
percentual da composição modal é possível observar esse mineral em todas as
lâminas descritas. Nas fotomicrográfias 8 e 9, observa-se a granada (espessatita)
com textura granoblastica, é possível observar os cristais de granada, com muitas
fraturas, todas preenchidas por opacos, contato interdigitado, ameboide com os
clinopiroxênios e com os opacos, características que marcam a atuação de
processos supergênicos na rocha (fotomicrográfia 10). Os cristais de piroxênio
possivelmente piroxomanguita também estão sendo alterados para minerais
opacos, após esse processo de alteração pela supergênese as rochas são
alterados de protominério para minério.
Fotomicrografia 8: Cristais de Grt-Granada fraturados, com fratura preenchidas por Op- pacos.
Observa-se que tanto a granada quando o piroxênio questão em processo de alteração. A) Imagem com
nicóis cruzados. B) Imagem em luz plana. Aumento= 100X.
62
Fotomicrografia 9: Amostra TC-01. C) Cpx-Clinopiroxênio; Op- Opacos; Grt-Granada (nicóis cruzados).
Aumento= 100X. D) Cpx-Clinopiroxênio ; Op- Opacos; Grt-Granada (Luz plana). Aumento = 100X.
O quartzo representa 7% do volume total da rocha, os grãos são
inequigranulares, em sua maioria com faces cristalinas xenoblásticos, porem por
vezes apresentam cristais subdiobásticos em contato com a granada. O quartzo é
incolor e tamanho dos grãos estão variando de 0,1 a 2,5 mm, grau de alteração
médio, grãos intensamente fraturados.
Fotomicrografia 10: Cristais de Cpx-Clinopiroxênio (Piroxmanguita?), sendo alterado para óxido de manganês
(Op- Opacos), contato curvo do piroxênio com o grãos de Grt-Granada espessartita), que também esta em
alteração. A) Imagem com nicóis cruzados. B) Imagem em luz plana. Aumento= 100X
63
Os opacos correspondem à 10% do volume total da rocha, os opacos são
anédricos são representados em sua maioria por óxidos de manganês, não
apresenta limites definidos, está em estagio de alteração, apresenta contato
ameboide com estagio avançado de migração (fotomicrográfia 11).
O piroxênio está representado no protominério pelo clinopiroxênio que pela
relação de composição é provável ser a piroxmanguita [2(Mn.Fe)SiO3+3/2 O2].
Esse mineral representa 13% do volume total da rocha, apresenta alto grau de
alteração.
Fotomicrografia 11: Cristais de Cpx-Clinopiroxênio; alterando para óxidos, Grt-Granada fraturada, no centro
mineral Op – opaco produto de alteração da espessartita e do clinopiroxênio. G) Imagem com (nicóis
cruzados. H) Imagem em luz plana. Aumento= 100X
Grt
cpx
Grt
cpx
Grt
Grt
A
0.10 mm
B
0.10 mm
Fotomicrografia 12: Grãos de Grt-Granada (espessartita), subedricos, em contato com mineral CpxClinopiroxênio (piroxmanguita), ambos alterando para óxido (Op- Opacos). A) Imagem com nicóis cruzados.
B) Imagem em luz plana. Aumento= 100X
64
Todas as fotomicrografias das amostras de protominério mostram um
avançado grau de alteração, provando o enriquecimento supergênico e alteração
do gondito para o minério, transformação dos principais minerais constituites da
rocha como a granada do tipo espessartita e clinopiroxênio, além das fraturas
totalmente preenchidas do opacos (fotomicrográfias 13, 14). Na fotomicrografia 12
observa-se os cristais de granada xenoblásticos em contato com os piroxênios e
ambos relacionados a alteração para os minerais opacos. Pela associação
mineralógica e sua composição é possível que o piroxênio encontrado seja do tipo
piroxmanguita, outra possível evidencia é a alteração do piroxênio para óxido de
manganês observa-se na fotomicrográfia 15, detalhe do piroxênio fraturado e
sendo transformado em óxido de manganês. Na fotomicrográfia 17, observa-se
inclusão de opaco na granada, pode ser um indicativo da existência de um óxido
formado anteriormente a granada espessartita. As fotomicrografias 16(c) e 17(o)
são de seção polida, porém não foi possível identificação dos opacos existentes na
lâmina.
Fotomicrografia 13: Porfiroblastos de Grt-Granada fraturados, e Cpx-Clinopiroxênio fraturados e se
transformando em óxidos de manganês. C) Imagem com nicóis cruzados. D) Imagem em luz plana.
Aumento= 100X. Amostra TC-7A.
65
Fotomicrografia 14: Visão geral da lâmina do protominério de manganês em processo de alteração, cristais de
Cpx-Clinopiroxênio e Grt-Granada alterando para óxido de manganês, cristais totalmente fraturados, com fratura
preenchida por Op- Opacos. Presença do quartzo com extinção ondulante em contato curvo e reto com a
granada. G) Imagem com nicóis cruzados. H) Imagem em luz plana. Aumento= 100X. Amostra TC-7A.
Fotomicrografia 15: Cristal de Cpx-Clinopiroxênio (Piroxmanguita?), muito fraturado, com fraturas
preenchidas por Op- Opacos. L) Imagem com nicóis cruzados. M) Imagem em Luz plana. Aumento = 200X.
66
Cpx
Op
Grt
Cpx
Op
0.10 mm
0.10 mm
Fotomicrografia 16: Grãos de Cpx-Clinopiroxênio (Piroxmanguita) e Grt-Granada (Espessartita),
fraturados com fraturas preenchidas por minerais Op- Opacos. C): Imagem com luz refletida. D) imagem
com nicóis cruzados. Aumento= 100X. Amostra TC-11
Op
Grt
0.10 mm
0.10 mm
Grt
0.10 mm
Fotomicrografia 17: Cristais com feições de alteração dos minerais Cpx-Clinopiroxênio (Piroxmanguita) e
Grt-Granada (Espessartita), minerais com fraturas preenchida por op-opacos. A) Imagem com luz refletida.
B) imagem com nicóis cruzados. Aumento= 200X. Amostra TC-12.
67
7.0 CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES
O depósito de manganês de São Félix tem como rocha encaixante rochas
de alto grau metamorfico, classificada como enderbitos.
O minério de manganês na região de São Félix pode ocorrer nas seguintes
formas:
1) Bloco formado essencialmente por óxidos de manganês “in situ”sobre o
gondito.
2) Bloco rolado do minério “in situ” que devido a erosão estão espalhados
na superficie ao redor do corpo do minério “in situ”.
3) Crosta manganesifera de expressão superficial que podem ocorrer sobre
o gondito e a rocha encaixante (granulito). Estas crostas devem formar-se pela
lixiviação do manganês por águas superficiais e precipitação próxima a fonte .
As evidências geológicas observadas em campo, aliadas aos estudos
petrográficos indicam que o depósito de manganês de São Félix foi originado a
partir de processos supergênicos.
Os processos de alteração e formação de depósitos pela supergênese
depende de fatores como: clima, composição do protominério, agentes tectônicos
e aspectos geomorfológicos. A ação desses fatores é que leva a concentração de
manganês a partir de rochas com baixo teor como o gondito, onde a circulação de
fluidos meteóricos associada com regime de chuvas e com flutuações do nível
freático remove a sílica e acumula o Mn.
Foi comprovado por analise de difração de Raio X, que o principal mineral
que compõe o protominério é a granada espessartita, sendo então esse
protominério classificado como gondito.
Através da descrição petrográfica foi possível identificar presença de
quartzo e clinopiroxênio classificado com do tipo piroxmanguita pela associação
de composição dos outros minerais identificados e pela sua alteração para óxidos
de manganês.
68
A pirolusita foi identificada por analise de difração de raio X, porém por
picos secundários. Outros óxidos, hidróxidos de manganês devem estar presentes
no minério, mas devido limitações dos métodos analíticos disponíveis não foi
possível caracterizá-los.
O depósito de manganês de São Félix apresenta boas exposições do
protominério (gondito) e dos vários estágios de alteração intempericos até a forma
do minério propriamente dito, constituindo assim, um local muito favorável para
estudos de alterações mineralógicas no processo supergênico e as fases
geoquímicas envolvidas nesses processos.
Assim sugere-se a continuação dos trabalhos, para a realização de estudo
mais detalhado no protominério e na rocha encaixante, é sugerida amostragem
mais ampla das litologias, abertura de trincheiras, testemunhos de sondagem,
estudos geoquímicos para rocha total, elementos maiores e traços e estudos em
microssonda eletrônica. Essas sugestões são de extrema importância para
identificação da natureza dos protólitos e caracterizar o ambiente geológico do
depósito.
69
8.0 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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