geologia e evolução metalogenética do minério de

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA
ÁREA DE PETROLOGIA, METALOGÊNESE E EXPLORAÇÃO MINERAL
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
GEOLOGIA E EVOLUÇÃO METALOGENÉTICA DO MINÉRIO DE
MANGANÊS DA MINA LAGOA D’ANTA, SUBDISTRITO FERROMANGANESÍFERO DE CAETITÉ-LICÍNIO DE ALMEIDA, BAHIA
JOFRE DE OLIVEIRA BORGES
Salvador – Bahia
JULHO/2012
i
Jofre de Oliveira Borges
Geólogo (Universidade Federal da Bahia-2008)
GEOLOGIA E EVOLUÇÃO METALOGENÉTICA DO MINÉRIO DE
MANGANÊS DA MINA LAGOA D’ANTA, SUBDISTRITO FERROMANGANESÍFERO DE CAETITÉ-LICÍNIO DE ALMEIDA, BAHIA
Dissertação
aprovada
como
requisito parcial para obtenção
do grau de Mestre na PósGraduação
em
Geologia
da
Universidade Federal da Bahia, na
área
de
concentração
em
Petrologia,
Metalogênese
e
Exploração Mineral.
APROVADA EM: 16/07/2012
ii
Dedico este trabalho especialmente e com muito amor a minha família.
iii
AGRADECIMENTOS
Neste momento quero dedicar todo o meu contentamento primeiramente
a Deus, pois sem ele com certeza nada teria ocorrido.
Em especial queria homenagear minha Mãe, Tania Matildes, e meu pai,
José Carlos Borges, pois sempre estiveram me incentivando perguntando:
Cadê, já acabou o Mestrado? Olha o compromisso que você perante fez a
Universidade e aos professores.
A minha esposa Ana Luiza, que sempre me estimulou, transmitiu
coragem e me aturou quando eu dizia: Ana, hoje eu vou dormir no trabalho; ou
então, Ana, este final de semana eu precisarei estudar. Ela sempre entendia e
fazia de tudo para eu ir além.
Ao meu filho Cauê. Ele acabou nascendo no meado da Dissertação. No
início trouxe pânico, mas, graças a Deus, ele só transmite felicidade. Aliás, eu,
Cauê e a mina Lagoa D’anta temos um vínculo muito importante. Primeiro, que
Lagoa D’anta foi o objeto da minha monografia de graduação, e, agora,
Dissertação de Mestrado. Segundo, que nestas visitas à mina eu acabei
deixando o cordão umbilical do garoto na mina, ou seja, Jofre, Cauê e Lagoa
D’anta agora tem vínculo indissolúvel.
Não poderia jamais deixar de prestar os meus agradecimentos a Dra.
Simone Cerqueira Pereira Cruz. No início eu gostava, no meio eu odiava, mas
no final agradeço muito a tudo que ela me proporcionou. Esta eu posso dizer, é
uma mulher pirada, “arretada”, uma pesquisadora de mão cheia, faz muito bem
o seu papel.
Queria também agradecer as pessoas que me ajudaram na confecção
deste trabalho, em especial a Antônio Jorge, professora Angela, Dira, Cristina
Brugos, Rita Menezes, Diego Borges, Joice Borges, Caroline Santana,
Pintinho, Ana Luiza, tia Zil, Lisáuvaro e demais que, na etapa final, me
ajudaram em tudo que poderam para o desfecho desta dissertação.
Agradeço em especial Companhia Baiana de Pesquisa Mineral (CBPM),
sobretudo a Ernesto pela compreensão e paciência. A todos os funcionários da
UFBA e também ao incentivo do CNPq que pode colobarar com a bolsa de
estudos.
iv
Resumo
A Mina de manganês Lagoa D’anta está posicionada na porção sudoeste do
estado da Bahia, Brasil, localizando-se a 670km da capital baiana. Na
macroescala a mina encontra-se inserida na porção setentrional do Orógeno
Araçuaí, fazendo parte da Sequência Metavulcanossedimentar Caetité-Licínio
de Almeida, provavelmente de idade paleoproterozóica. De acordo com estes
estudos pode-se identificar três grupos principais de rochas; rochas
encaixantes (formações ferríferas, mármores calcíticos e vulcanitos máficos);
rochas hospedeiras ou protominério (mármore dolomítico e
rochas
calcissilicáticas/carbonato silicato manganesíferos); e, o minério de manganês
(minério jacobsítico, lenticular e laterítico). O ambiente deposicional da
sequência possivelmente foi marinho plataformal, sendo a fonte dos metais
ligada a contribuições de fluidos hidrotermais distais de centros de
espraiamentos oceânicos. Durante o Paleo e o Neoproterozoico essas rochas
foram polideformadas e metamorfisadas na fácies anfibolito. Do ponto de vista
estrutural foi possível hierarquizar quatro fases deformacionais compressionais.
A mais antiga, Dn-1, gerou um bandamento e uma xistosidade Sn-1 que foi
transposta pela foliação Sn da fase seguinte, Dn. Essas estruturas foram
dobradas pela fase Dn+1. A fase compressional seguinte, Dn+2, levou à
inversão das estruturas distensionais do aulacógeno do Paramirim, com
inversão e reativação de zonas de cisalhamento, dentre elas, a zonas de
cisalhamento Carrapato e formação das dobras com orientação NW-SE na
mina de Lagoa D’anta. Essa fase pode ser correlacionável com a que foi
observada nas rochas do Supergrupo Espinhaço. As fases Dn-1, Dn e Dn+1
possivelmente estão relacionadas com deformações paleoproterozóicas
desenvolvidas sob campo de tensão segundo NW-SE, ao passo que as
estruturas da fase Dn+2 associam-se com a estruturação do Orógeno Araçuaí
com campo de encurtamento segundo WSW-ENE. Processos hipogênicos pós
a tardi-tectônicos foram responsáveis por alterações hidrotermais que foram
responsáveis pela formação de venulações e bolsões de magnetita, calcita,
quartzo e epídoto, que posicionam-se obliquamente com relação a foliação
deformacional Sn. Além disso, tem-se o crescimento de porfiroblasto de
magnetita. Em seguida, no Terciário, a supergênese levou à maturação de um
perfil de solo de aproximadamente 30 m a partir do protominério
manganesífero, com reconcentração do manganês e formação de
criptomelana, mineral de minério, martita e de alteroplasma silicoso
(calcedônia), além de limonita e goethita. Profundas transformações químicas
foram verificadas no protominério, que enriqueceu em manganês e em
elementos terras raras, dentre outros.
Palavra-chave: Mina Lagoa D’anta; Manganês; Metalogênese
v
Abstract
The Lagoa D´anta manganese mine is located in the southwestern part of Bahia
State, Brazil, 670 km from the capital of State. In macroscale the mine is
inserted in the southern portion of Araçuaí Orogen and it is a part of CaetitéLicínio de Almeida metavolcanosedimentary sequence, of probably
Paleoproterozoic age. According to these studies three main groups of rocks
can be identified: host rocks (banded iron formations, calciferous marbles and
mafic volcanics), host rocks or proto-ore (dolomitic marbles and
manganesiferous calcsilicatics) and manganese ore (jacobsite ore, lenticular
and lateritic). The depositional environment was possibly shallow marine and
the metal´s source related to distal hydrothermal fluids of ocean spreading
centers. During Paleo to Neoproterozoic those rocks were polideformed and
metamorphosed in amphibolite facies. About structural geology four
deformation phases were identified. The older one, Dn-1, generated a
compositional banding and a schistosity Sn-1 which was overprinted by Sn
foliation of the followed phase, Dn. Those structures were folded by Dn+1
phase. The followed compressional phase, Dn+2, led to the inversion of
extensional structures of Paramirim Aulacogen with inversion and reactivation
of shear zones, including Carrapato Shear Zone and formation of NW-SEoriented folds of Lagoa D´anta Mine. This phase might be correlated to what
was observed in Espinhaço Supergroup rocks. Dn-1, Dn and Dn+1 are possibly
related to Paleoproterozoic deformations developed under a NW-SE tension
field and Dn+2 structures associate to Araçuaí Orogen in a WSW-ENE
shortening field. Late to tardi-tectonic hypogenic processes were responsible for
calciferous, ferruginous and siliceous hydrothermal alterations. Those
alterations were mainly observed in the macro and microscopic analisys where
magnetite, calcite, quartz and epidote veinlets and pockets are present
discordantly to Sn foliation. Furthermore there was a growthing of magnetite
porphyroblast. In the Tertiary the supergenesis formed a soil profile of about 30
meters from the manganesiferous proto-ore with reconcentration of manganese
and formation of cryptomelane, mineral ore, martite and siliceous alteroplasm,
furthermore limonite and goethite. Deep chemical transformations were verified
in the proto-ore which was enriched in manganese, rare earth elements and
other.
Keywords: Lagoa D’anta Mine; Manganese; Metalogenesis
vi
SUMÁRIO
ÍNDICE DE FIGURAS
x
ÍNDICE DE TABELAS
xvi
CAPÍTULO 1 – ASPECTOS INICIAIS
1. Introdução ........................................................................................................... 21
1.1. Contextualização do problema ........................................................................ 23
1.2.
Objetivos ......................................................................................................... 24
1.3.
Localização da área de trabalho...................................................................... 24
1.4.
Justificativa ...................................................................................................... 26
1.5.
Método de Trabalho ........................................................................................ 26
1.5.1. Levantamento Bibliográfico................................................................................... 26
1.5.2. Trabalhos de campo .............................................................................................. 26
1.5.3. Estudos Petrológicos e Microestruturais ............................................................. 29
1.5.4. Estudos Geoquímicos ........................................................................................... 29
1.5.5. Estudos de Química Mineral................................................................................. 29
1.5.6. Estudos de Difratometria de Raio-X .................................................................... 30
1.6. Organização da Dissertação ........................................................................... 30
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL
2. Geologia Regional .............................................................................................. 31
2.1Unidades Litoestratigráficas.................................................................................. 32
2.1.1 Arqueano Orosiriano........................................................................................ 32
a)Ortognaisses, Migmatitos e Granulitos................................................................... 32
b)Seqüências Metavulcanossedimentares................................................................ 33
c) Plutônicas félsicas riaciano-orosirianas................................................................. 34
2.1.2 Estateriano........................................................................................................ 35
a) Plutônicas Félsicas................................................................................................ 36
2.1.3 Caliminiano-Toniano......................................................................................... 36
a) Plutônicas Máficas................................................................................................. 36
b) Supergrupo Espinhaço.......................................................................................... 36
c) Supergrupo São Francisco.................................................................................... 43
2.2 Evolução Tectônica............................................................................................. 44
CAPÍTULO
3
-
PROCESSOS
FORMADORES
E
METAMORFISMO
DE
DEPÓSITOS DE MANGANÊS
3. Processos Formadores e Metamorfismo de Depósitos de Manganês ................ 48
3.1Introdução...............................................................................................................48
3.2 Comportamento Geoquímico do Manganês em ambiente exógeno.....................50
vii
3.3 Processos Primários Formadores de Depósitos de Manganês............................54
3.3.1 Processo Hidrotermal Singenético......................................................................57
3.3.2 Processo Sedimentar..........................................................................................61
3.4 Processos Secundários Enriquecedores de Depósitos de Manganês.................64
3.4.1 Processo Supergênico........................................................................................64
3.4.2 Processo Hipogênico..........................................................................................74
3.5 Metamorfismo de Depósitos de Manganês...........................................................75
CAPÍTULO
4
FORMAÇÕES
-
GEOLOGIA
E
EVOLUÇÃO
MANGANESÍFERAS
METALOGENÉTICA
DA
DAS
SEQÜÊNCIA
METAVULCANOSEDIMENTAR CAETITÉ-LICÍNIO DE ALMEIDA: O EXEMPLO DA
MINA LAGOA D'ANTA, BAHIA, BRASIL
4. Introdução e Geologia Regional ......................................................................... 88
4.1. Os
Depósitos
de
manganes
e
ferro
na
seqüência
metavulcanossedimentar Caetité- Licínio de Almeida: trabalhos anteriores e
histórico de exploração. ............................................................................................ 93
4.2. Geologia da mina Lagoa D’anta ...................................................................... 97
a) Rochas encaixantes da mineralização manganesífera.........................................102
(i)
Formações Ferríferas .................................................................................... 102
(ii)
Rochas metamáficas ..................................................................................... 112
(iii)
Mármores calcíticos e dolomíticos ................................................................. 121
b) Protominério da mineralização manganesífera.....................................................124
(i)
Mármores manganodolomíticos e rochas calcissilicáticas manganesíferas .. 124
c) Minério Manganesífero...........................................................................................131
(i)
Minério jacobsítico metamórfico lenticular ..................................................... 135
(ii)
Minério Residual Lenticular ........................................................................... 135
(iii)
Minério Laterítico Brechóide tipo Canga ........................................................ 136
4.3. Litogeoquímica .............................................................................................. 136
a) Rochas encaixantes da mineralização manganesífera.........................................136
(i)
Formações Ferríferas .................................................................................... 136
(ii)
Mármores calcíticos e dolomíticos ................................................................. 148
b) Protominério manganesífero..................................................................................150
(i)
Mármores manganodolomíticos e rochas calcissilicáticas manganesíferas .. 150
a) Minério Manganesífero...........................................................................................151
(i)
Minério jacobsítico ......................................................................................... 151
(ii)
Minério lenticular ........................................................................................... 152
4.4.
(i)
Discussão dos Resultados e Modelo de Evolução Metalogenética ............... 158
Fase da evolução da Bacia Sedimentar ........................................................ 159
(ii)
Fase de deformação e metamorfismo ........................................................... 161
viii
(iii)
Fase de alteração hipogênica........................................................................ 161
(iv)
Fase de alteração supergênica ..................................................................... 162
CAPÍTULO 5 - ARCABOUÇO ESTRTURAL DAS ROCHAS DO DISTRITO
FERROMANGANESÍFERO CAETITÉ-LICÍNIO DE ALMEIDA NA MINA LAGOA
D'ANTA, BAHIA, BRASIL
5. Introdução ......................................................................................................... 166
5.1 Contexto Geológico Regional............................................................................ 171
5.2 Geologia da Mina Lagoa D'anta......................................................................... 177
5.2.1 Unidades Identificadas.................................................................................... 177
5.3 Arcabouço Estrutural..........................................................................................181
(i)
Caracterização das estruturas ....................................................................... 181
(ii)
Fases deformacionais na Mina de Lagoa D’anta e correlações regionais ..... 184
5.5 Conclusões...........................................................................................................187
CAPÍTULO 6
6.1 Conclusões........................................................................................................ 189
Referênciais............................................................................................................ 192
ix
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1.1: a) Mapa do Brasil indicando a localização do Cráton do São
Francisco; b) Mapa tectônico simplificado da porção leste do Brasil, enfatizando
o Cráton do São Francisco, o Aulacógeno do Paramirim, o Cinturão de
Cavalgamentos e Dobramentos do Espinhaço Setentrional (ES), Chapada
Diamantina (CD) e Orógeno Araçuaí, porção brasileira do Orógeno AraçuaíOeste Congo. Fonte: (Cruz 2004).
22
Figura 1.2: Mapa de situação (a) e localização da Mina Lagoa D’anta (b).
Fonte: SEI (2003).
25
Figura 1.3: Mapa Topográfico da Mina Lagoa D’anta com a localização dos
furos de sonda.
27
Figura 2.1: O Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental no cenário do Gondwana,
reconstruído pela justaposição de modelos digitais de terreno da porção leste
do Brasil e costa oeste africana. L: Luanda; C: Cabinda; S: Salvador (Brasil).
No quadrado em vermelho observa-se a área de estudo. Fonte: Alkmim et al.
(2007).
32
Figura 2.2: Mapa Geológico do Estado da Bahia simplificado, mostrando os
principais terrenos Greenstone Belt e Seqüências Vulcanossedimentares.
Fonte: Modificado de Silva & Cunha (1999). O quadrado branco compreende
área deste estudo.
34
Figura 2.3: Coluna estratigráfica resumida com os principais compartimentos
litoestratigráficos, ambiente tectônico e deposicional do Supergrupo Espinhaço
na Chapada Diamantina. Fonte: Guimarães et al. (2005).
37
Figura 2.4: Coluna estratigráfica esquemática da bacia do Espinhaço
Setentrional, mostrando os principais sistemas deposicionais e os ambientes
tectônicos. Legenda: 1 a 3 – Estratificação cruzada: 1 Acanalada, pequeno
porte; 2 –Acanalada, grande porte; 3-Hummocky; 4-Laminação plano-paralela;
5 –Laminação plano-paralela com marcas onduladas; 6 –Formação ferromanganesífera do embasamento. Modelos deposicionais: A - Ambiente
marinho profundo (possível talude), com lobos turbidíticos; B-Ambiente
litorâneo (shoreface). Com tempestades; C- Ambiente continental fluvioeólico;
D - Plataforma marinha rasa. Fonte: Rocha et. al.(1998).
40
Figura 2.5: Coluna estratigráfica sintética das unidades litoestratigráficas
sugeridas por Loureiro et al. (2010).
42
Figura 2.6: Modelo de interação entre o Aulacógeno do Paramirim e Orógeno
Araçuaí, proposto por Cruz & Alkmim (2006).
47
x
Figura 3.1: Esquema simplificado mostrando a mobilidade relativa dos
elementos em soluções aquosas em ambiente superficial com base no
potencial iônico (carga iônica/raio iônico). Modificado de Leeder, 1999). 51
Figura 3.2: Diagrama Eh versus pH mostrando o campo de estabilidade em
meio aquoso de alguns minerais de manganês em temperatura de 25°C,
pressão total de 1bar e molaridade do manganês igual a 10-6. Modificado e
traduzido de Krauskopf & Bird (1995).
53
Figura 3.3: Campo de estabilidade do manganês em função das condições de
pH e Eh a temperatura 25°C, pressão 1 atm, no sistema Mn-SCO2.H2O
Modificado de Hem (1972).
53
Figura 3.4: Solubilidade da sílica e do alumínio em função do pH (modificado
de Raiswell et.al., 1980).
54
Figura 3.5: Distribuição dos depósitos de manganês no tempo geológico.
Observa-se que aproximadamente entre 2.5 e 1.9 Ga é o período em que se
concentraram grandes quantidades dos depósitos de manganês no mundo.
Modificado de Veizer et al. (1989).
56
Figura 3.6: Modelo ilustrativo explicando a formação de depósitos de ferro e
manganês do tipo hidrotermal-singenético através da interação da água do mar
e basaltos dos centros de espraiamanto dorsais gerando fumarolas ricas
nestes metais. Modificado de Roy (1981).
59
Figura 3.7: Padrão dos Elementos do grupo Terras Raras das bandas de chert
(gráfico a, número 4) e bandas de hematita (gráfico b, número 5) comparado
com: 1) Água hidrotermal x 104, média de três análises de fluidos hidrotermais
x 104 (Klinkhammer et al. 1994), 2) Média da água do mar x 106, dados de
Goldstein & Jacobsen (1988); 3) Sistema fluido hidrotermal/água do mar, em
uma razão de 1:1000. Todos os dados estão normalizados segundo o padrão
NASC (North American Shale Composite, definido por Gromet et. al, 1984).
Modificado de Khan (1996).
61
Figura 3.8: Esboço metalogenético simplificado do depósito de manganês
sedimentar vulcanogênico do sul da Finlândia, proposto por Mancini et al.
(2000).
64
Figura 3.9: Relação da intensidade de intemperismo nas diferentes condições
climáticas. Modificado de Toledo et. al. (2000).
66
Figura 3.10: Influencia da topografia na intensidade do intemperismo. Em A o
perfil intempérico é maduro, B moderadamente maduro e C imaturo. Extraído
de Toledo et. al. (2000).
66
Figura 3.11: Exemplo de formação de pseudomorfose a partir de grãos de
olivina. a: grão de olivina em estágio preliminar de alteração, cristalização da
esmectita em lamelas orientadas ao longo de fissuras do mineral primário; b:
xi
alteração progressiva da olivina em hidróxidos de ferro. Os resíduos são
irregulares e denticulados separados das paredes ferruginosas por espaços
vazios em estrutura box work; c: estágio mais evoluído de alteração evoluído
da olivina formando material férrico silicoso.
68
Figura 3.12: Perfil laterítico simplificado para o depósito de manganês do Azul,
Carajás. Extraído de Costa et. al. (2006).
70
Figura 3.13: Seção geológica do depósito de manganês de Janggun, Coréia.
Note o formato errático da mineralização, sua profundidade, além da
associação do minério com o protominério quelusítico. Modificado e traduzido
de Varentsov (1996).
72
Figura 3.14: Transformação de óxidos e carbonatos de manganês com o
aumento da temperatura. Fonte: Roy (1981).
76
Figura 3.15: Diagrama T versus logfO2 mostrando a relação de fases no
sistema Mn-C-Si-O a pressão constante de 2kbars. A grade petrogenética é
baseada em dados experimentais de Muan (1959a), Huebner (1967) e Peters
et. al. (1973). Figura extraída de Peters et. al. (1974).
78
Figura 3.16: Grade petrogenética para o sistema Mn-Fe-Si-C-O, contendo
logfO2 na ordenada e temperatura na abscissa, sob condições de pressão
constante (1kbar). Abreviações: Br: braunita, Bx: bixbyita, Hm: hematita, Hs:
hausmanita, Jb: jacobsita; Qtz: quartzo, Rdh: rodocrosita. Modificado de
Dasgupta et. al. (1989).
81
Figura 3.17: Grade petrogenética para o sistema Mn-Fe-Si-C-O, contendo
logfO2 na ordenada e temperatura na abscissa, sob condições de pressão
constante (5kbar). Abreviações: Br: braunita, Hm: hematita, Hs: hausmanita,
Jb: jacobsita; Qtz: quartzo, Rdh: rodocrosita. Modificado de Dasgupta et. al.
(1989).
81
Figura 3.18: Estabilidade relativa de fases mineralógicas comuns em
formações ferríferas em função das zonas metamórficas. Modificado de Klein
(1983).
85
Figura 3.19: Diagrama esquemático mostrando algumas mudanças nas
associações minerais no sistema FeO-MgO-CaO-SiO2-H2O com o avançar do
metamorfismo. O quartzo está presente em todas associações e, H2O e CO2
são considerados como componentes perfeitamente móveis. A: Associações
minerais não metamorfisadas de formações ferríferas a base de quartzo e
carbonato. B: Condições de metamorfismo médio (zona da estaurolita-cianita)
das assembléias anteriores. Muitas assembléias contém magnetita como fase
adicional, e hematita pode estar presente na maioria dos constituintes rico em
Mg.
86
xii
Figura 4.1: O Orógeno Araçuaí no cenário do Gondwana, reconstituído pela
justaposição de modelos digitais de terreno da porção leste do Brasil e costa
oeste africana. L: Luanda; c: Cabinda; S: Salvador (Brasil). Fonte: Modificado
de Alkmim et al. (2007).
90
Figura 4.2: Mapa da porção Setentrional do Orógeno Araçuaí com os principais
traços estruturais. Es-Cinturão de dobramentos e Cavalgamentos da Serra do
Espinhaço Setentrional, CD- Cinturão de dobramentos e Cavalgamentos da
Chapada Diamantina, SRP-Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí), SG-Serra
Geral. Zonas de cisalhamento: 1-Santo Onofre, 2-Muquém, 3-Carrapato, 4-São
Timóteo, 5-Iguatemi, 6-Paramirim, 7-Brumado-Malhada de Pedras, 8Cristalândia, 9-Barra do Mendes-João Correia. Os retângulos em preto e
vermelho, respectivamente, correspondem as áreas das figuras 4.3 e 4.4.
Modificado de Cruz (2004).
91
Figura 4.3: Mapa geológico regional com a localização da Mina Lagoa D’anta.
Modificado de Cruz et al. (2009).
92
Figura 4.4: Localização das minas do distrito Ferromanganesífero de UrandiLicinio de Almeida. Modificado de Rocha et al. (1998). Em verde esta
destacada a mina Lagoa D’anta.
93
Figura 4.5: Mapa Geológico da Mina Lagoa D’anta. Fonte: Borges (2012).
99
Figura 4.6: Seções de cinco furos de sonda da Mina Lagoa D’anta. A
localização dos furos de sonda encontra-se na figura 1.3 (p. 7, cap. 1, item
1.6.2).
100
Figura 4.7: Perfil de solo simplificado gerado a partir do protominério
manganesífero composto para a Mina Lagoa D’anta.
101
Figura 4.8: Aspectos macroscópicos das formações ferríferas da Mina Lagoa
D’anta.
103
Figura 4.9:Fotomicrografias das formações ferríferas da mina Lagoa D’anta105
Figura4.10:Fotomicrografias das formações ferríferas d mina Lagoa D’anta106
Figura 4.11: Fotomicrografias das formações ferríferas da mina de Lagoa
D’anta.
108
Figura 4.12: Classificação dos anfibólios das formações ferríferas de acordo
com a classificação de Leake et al. (1997) utilizando o programa Amphical
(Yavuz, 1998).
110
Figura 4.13: Paragêneses minerais relacionadas com os processos
metamórficos, hidrotermais e supergênicos das formações ferríferas da mina
Lagoa D’anta.
112
xiii
Figura 4.14: Fotografias das rochas metamáficas de furos de sondagem.
113
Figura 4.15: Fotomicrografias das rochas metamáficas da Mina Lagoa D’anta.
114
Figura 4.16: Fotomicrografias das rochas metamáficas da mina de Lagoa
D’anta.
115
Figura 4.17: Paragêneses minerais relacionadas com os processos
metamórficos, hidrotermais e supergênicos nas rochas metamáficas da mina
Lagoa D’anta.
116
Figura 4.18: Classificação de alguns anfibólios das rochas metamáficas de
acordo com Leake et al. (1997) e utilizando o programa Amphical (Yavuz,
1998).
118
Figura 4.19: Classificação do plagioclásio nas rochas metamáficas.
120
Figura 4.20: Fotografia e fotomicrografia do mármore calcítico.
122
Figura 4.21: Discriminação das paragêneses metamórfica, hipogênica e
supergênica dos mármores calcíticos e dolomíticos.
123
Figura 4.22: Fotografias dos mármores manganesíferos do protominério de
manganês da Mina Lagoa D’anta.
124
Figura 4.23: Fotomicrografias dos mármores
protominério de manganês da Mina Lagoa D’anta.
manganodolomíticos,
126
Figura 4.24: Fotomicrografias dos mármores
protominério de manganês da Mina Lagoa D’anta.
manganodolomíticos,
129
Figura 4.25: Discriminação das paragêneses metamórfica, hipogênica e
supergênica do protominério manganesífero da mina Lagoa D’anta. 131
Figura 4.26: Fotografias dos minérios de manganês da Mina Lagoa D’anta.132
Figura 4.27: Fotomicrografias dos minérios de manganês da mina Lagoa
D’anta
133
Figura 4.28: Conteúdo MgO, CaO e MnO nas formações ferríferas bandadas
de Lagoa D’anta e os conteúdos modais (%) de cummingtonita (azul), calcita
(vermelho) e óxido de manganês (verde) observados na descrição macro e
microscópica. Para as amostras coletadas no open pit da mina e nos furos de
sondagem. Abreviação: N.d. – não identificado.
139
Figura 4.29: Comparação do padrão de distribuição dos elementos maiores
das formações ferríferas bandadas da mina Lagoa D’anta e dos itabiritos
anfibolíticos do Grupo Itabira, tipo Lago Superior (Veríssimo, 1999). As
xiv
formações ferríferas que não apresentam veios de calcita estão em laranja e as
que apresentam esse mineral em verde. O padrão do Grupo Itabira é
apresentado em vermelho.
139
Figura 4.30: Distribuição dos elementos traços das amostras de formações
ferríferas sem e com veios de calcita (em laranja e verde, respectivamente) da
mina Lagoa D’anta.
142
Figura 4.31: Distribuição dos elementos traços das amostras de formações
ferríferas bandadas com e sem veios de calcita (verde e laranja,
respectivamente) da mina Lagoa D’anta comparado com formação ferrífera de
facies silicato do tipo Lago Superior (azul) de Gross & Macleod (1980) e tipo
Algoma (vermelho) Dymek & Klein (1988). Todas as amostras foram
normalizadas por PAAS (Post Archean American Shale Mclennan et al.
(1989).143
Figura 4.32: Distribuição dos elementos Terras Raras para amostras de
formações ferríferas bandadas da mina Lagoa D’anta e equivalentes das
formações ferríferas do tipo Algoma (em vermelho) de Isua, Shimizu et al.
(1990) e do tipo Lago Superior (azul) do Grupo Itabira, Quadrilátero FerríferoMG (Veríssimo et al. 2002) e para as formações ferríferas de Brockman (azul),
Austrália Derry & Jacobsen (1990). Em a) gráfico com todas as amostras
estudadas (verde - amostras com veios de calcita; laranja – amostras sem
veios de calcita; b) gráfico das amostras com baixo teor em MgO e sem veios
de calcita (vide tabela 4.11); c) gráfico das amostras com teor elevado em MgO
(lilás) e/ou com veios de calcita (em verde). Todas as amostras encontram-se
normalizadas pelo PAAS (Mclennan et al. 1989).
146
Figura 4.33: Distribuição dos elementos REE das amostras de carbonatos
dolomíticos de Lagoa D’anta. Os dados estão normalizados pelo PAAS
(Mclennan et al. 1989).
149
Figura 4.34: Elementos Terras Raras do protominério manganesífero de Lagoa
D’anta.
151
Figura 4.35: Comparação das análises químicas para elementos maiores entre
o minério de manganês lenticular (em roxo) normalizado para amostra J-LD58,
protominério de manganês da mina Lagoa D’anta. Os valores são expressos
em porcentagem.
155
Figura 4.36: Padrão dos elementos traço da Mina Lagoa normalizado para a
amostra J-LD58 (protominério de manganês da mina Lagoa D’anta). 156
Figura 4.37: Padrão dos elementos Terras Rara normalizados para o folhelho
de PAAS (Mclennan et al. 1989). A linha azul claro é do protominério (J-LD58)
e as roxas são dos minérios de manganês lenticular.
157
xv
Figura 4.38: Gráfico de Si x Al do minério de manganês da Mina Lagoa D’anta,
indicando a contribuição de água meteórica para os fluidos mineralizantes do
minério manganesífero. A partir de de Choi & Hariya (1992).
157
Figura 4.39: Modelo proposto de evolução metalogenética do depósito de
manganês da mina Lagoa D’anta
160
Figura 4.40: Modelo de evolução micromorfológico proposto para explicar a
alteração supergênica do protominério manganês da mina Lagoa D’anta. 164
Figura 5.1: O Orógeno Araçuaí no cenário do Gondwana, reconstruído pela
justaposição de modelos digitais de terreno da porção leste do Brasil. Fonte:
Modificado de Alkmim et. al.(2007).
168
Figura 5.2: Mapa da porção Setentrional do Orógeno Araçuaí com os principais
traços estruturais. ES- Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do
Espinhaço Setentrional, CD- Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da
Chapada Diamantina, SRP- Saliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí). Zonas de
cisalhamento: 1- Santo Onofre, 2- Muquém, 3- Carrapato, 4- São Timóteo, 5Iguatemi, 6- Paramirim, 7- Brumado-Malhada de Pedras, 8- Cristalândia, 9Barra do Mendes- João Correia. Modificado de Cruz (2004).
169
Figura 5.3: Localização das minas de manganês na Sequência
Metavulcanossedimentar Caetité-Licínio de Almeida no Distrito FerroManganesífero Caetité-Licínio de Almeida. Modificado de Rocha (1991). 170
Figura 5.4: Mapa geológico do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da
Serra do Espinhaço Setentrional a sul da cidade de Caetité. A seta azul indica
a localização da Mina Lagoa Danta. Modificado de Cruz et al. (2009). 172
Figura 5.5 : Mapa de lineamentos estruturais da região da Mina Lagoa D’anta.
Extraído a partir de Cruz et al. (2009) .
176
Figura 5.6: Seção geológica da área de estudo, com posicionamento estrutural
da mina de Lagoa D’anta no Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da
Serra do Espinhaço Setentrional. A localização da seção está apresentada na
figura 5. 5.
177
Figura 5.7: Mapa geológico da mina Lagoa D’anta.
179
Figura 5.8: Distribuição das unidades da Mina de Lagoa D’anta em furos de
sondagem. Notar a presença de dobras parasíticas da fase Dn+1.
180
Figura 5.9: Unidades cartografadas na mina Lagoa D’anta: a) itabirito; b)
magnetita-espessartita- mármore; c) rocha metamáfica (amostras J-LD26 furo
de sondagem LDDFS038); d) minério de manganês lenticular pulverulento; e)
alteroplasma silicoso.
181
xvi
Figura 5.10: Estruturas deformacionais da Mina Lagoa D’anta: a) dobra
isoclinal intrafolial sem raiz envolvendo a Sn-1; b) bandamento composicional,
nesse caso marcado pela alternância de níveis ricos em cummingtonita xisto,
máficas (nível escuro) e mármores manganodolomítico (nível claro)-amostra JLD12, furo de sondagem LDDFS038; c) boudin simétrico de veio de quartzo em
espessartita-tremolita mármore manganodolomítico; d, e) dobras assimétricas
parasítica em furo de sondagem (amostra J-LD65, furo de sondagem
LDDFS090) e em afloramento, respectivamente; f) dobra simétrica parasítica
em afloramento. Em todos os casos, visada em seção.
183
Figura 5.11: Representação estereográfica das estruturas cartografadas na
Mina de Lagoa D’anta. a) Diagrama de isodensidade polar dos planos da
foliação (Sn); b) diagrama de isodensidade para a lineação de estiramento
mineral (Lxn); c) diagrama de isodensidade para a linha de charneira (Lbn).
Hemisfério Inferior, diagrama de igual área. N= número de medidas.
184
Figura 5.12: a) Veios de calcita e magnetita em rocha máfica (amostra J-LD62,
furo de sondagem LDDFS039); b) veios de calcita e magnetita em rocha máfica
(amostra J-LD26, furo de sondagem LDDFS038).
185
Figura 5.13: Modelo deformacional proposto para mina Lagoa D’anta e
correlação regional.
186
xvii
ÍNDICE DE TABELAS
Tabela 1.1: Detalhe do posicionamento de cada amostra selecionada em cada
furo de sonda apresentando o tipo de análise realizada em cada amostra. 28
Tabela 2.1: Empilhamento estratigráfico para o Espinhaço Setentrional. Fonte:
Danderfer-Filho (2000).
41
Tabela 3.1: Principais minerais de manganês e sua fórmula química Modificado
de Roy (1981).*indica os minerais comumente presente no perfil de alteração
laterítica.
49
Tabela 3.2: Resumo de alguns íons e seus potenciais iônicos (Z/r), sendo Z a
carga iônica e r o raio iônico dos íons. Modificado de Mason (1971).
50
Tabela 3.3: Demonstração dos valores médios de pH nos diferentes meios
aquosos. Modificado de Mason (1971).
54
Tabela 3.4: Evolução físico-química da atmosfera e hidrosfera durante o
Precambriano. Modificado e traduzido de Kasting (1978).
55
Tabela 3.5: Distribuição dos principais depósitos de manganês no Tempo
Geológico. Notar a abundância destes depósitos a partir do inicio do
Paleoproterozóico. Extraído de Roy (2006).
56
Tabela 3.6: Depósitos de manganês hidrotermal-singenéticos recentes
formados por centros vulcânicos submarinos e fumarolas. Modificado de Roy
(1981).
58
Tabela 3.7: Análise química total do dolomito inalterado e das rochas do
depósito de Manganês residual de Graskop, África do Sul. Modificado de
Hawker & Thompson (1988).
71
Tabela 3.8: Comparação composicional de análise química dos principais
elementos do minério de manganês sedimentar de baixo teor (Wessels Ore) e
o minério hidrotermal de alto (Mamatwan Ore). Extraído de Gutzmer & Beukes
(1995).
75
Tabela 3.9: Associação mineral metamórfica de minerais ricos em manganês
em diferentes partes do mundo. Fonte: Dasgupta et. al. (1989). Abreviações:
Br: braunita, Holl: hollandita, Bx: bixbyta, Hm: hematita, Qz, quartzo,
Hs:hausmanita, Py: pirita, Jb: jacobsita, Vr: vredenburgita, Rdh: rodocrosita,
Rdn: rodonita, Pxm: piroximangita, Kut: kutnahorita
80
xviii
Tabela 3.10: Principais minerais metamórficos que ocorrem associados a
depósitos manganesíferos, resumo da relação mineral com temperatura com
referencia.
87
Tabela 4.1: Síntese dos minerais constituintes das formações ferríferas. Todas
as amostras apresentadas são do furo de sondagem LDDFS038.
104
Tabela 4.2: Síntese dos minerais constituintes das rochas metamáficas.
109
Tabela 4.3: Síntese dos minerais constituintes das rochas metamáficas.
113
Tabela 4.4: Síntese dos dados de microssonda eletrônica em grãos de
anfibólio que constituem as rochas metamáficas. Dados organizados a partir do
programa Amphical (Yavuz, 1998). A amostra J-LD51 é do furo de sondagem
LDDFS 037.
119
Tabela 4.5: Síntese dos minerais constituintes dos mármores calcíticos e
dolomíticos.
123
Tabela 4.6: Fórmula estrutural dos carbonatos dos mármores calcíticos e
dolomíticos da Mina Lagoa D’anta. A amostra J-LD 35 é do furo de sondagem
LDDFS 038.
123
Tabela 4.7: Resumo dos minerais
manganodolomíticos da Mina Lagoa D’anta.
constituintes
dos
mármores
125
Tabela 4.8: Análise microquímica obtida em microssonda eletrônica para
elementos maiores dos carbonatos, granadas e anfibólio dos litotipos do
protominério.
127
Tabela 4.9: Fórmula estrutural dos mármores manganodolomíticos da Mina
Lagoa D’anta. Todas as amostras apresentadas são do furo de sondagem
LDDFS039.
127
Tabela 4.10: Tipos de minério presentes no depósito de manganês da mina de
Lagoa D’anta
134
Tabela 4.11: Análise microquímica obtida em microssonda eletrônica para
elementos maiores dos minerais de jacobsita encontrados no minério
jacobsítico metamórfico lenticular. A amostra apresentada é do furo de
sondagem LDDFS039.
135
Tabela 4.12: Análises químicas para elementos maiores das formações
ferríferas bandadas de Lagoa D’anta, do Grupo Itabira-Quadrilátero Ferrífero,
Minas Gerais.
138
Tabela 4.13: Análises químicas para elementos traços das formações ferríferas
bandadas de Lagoa D’anta. Os teores disponibilizados estão em ppm.
140
xix
Tabela 4.14: Análises químicas para elementos Terras Raras formações
ferríferas bandadas da mina Lagoa D’anta. Os teores disponibilizados estão em
ppm.
145
Tabela 4.15: Cálculo das razões de európio, lantânio, samário, gadolínio e
lutércio normalizadas pelo PAAS (Mclennan et al. 1989) para amostras de
formação ferríferas da mina Lagoa D’anta.
147
Tabela 4.16: Análises químicas para elementos maiores dos mármores
calcíticos e dolomítico.
148
Tabela 4.17: Análises químicas para os elementos Terras Raras em amostras
de mármores calcíticos e dolomíticos de Lagoa D’anta.
149
Tabela 4.18: Análise química dos elementos maiores do protominério de
manganês da Mina Lagoa d’anta.
150
Tabela 4.19: Elementos Terras Raras do protominério manganesífero de Lagoa
D’anta.
151
Tabela 4.20: Litogeoquímica do minério de manganês jacobsítico. As amostras
apresentadas são de afloramento coletadas no open pit da mina.
152
Tabela 4.21: Litogeoquímica do minério de manganês lenticular da Mina Lagoa
D’anta. As amostras apresentadas foram coletadas no opent pit na mina. 152
Tabela 4.22: Análises químicas para elementos traços de amostras do minério
de manganês lenticular. As amostras apresentadas foram coletadas do open pit
da mina Lagoa D’anta.
154
Tabela 4.23: Análises químicas para elementos Terras Raras para amostras do
minério de manganês lenticular. As amostras apresentadas foram coletadas do
open pit da mina Lagoa D’anta.
154
Tabela 5.1: Correlação estrutural entre as estruturas deformacionais
identificadas na Mina Lagoa D’anta e aquelas descritas no Complexo Santa
Isabel por Medeiros et al. (submetido).
175
xx
CAPÍTULO 1
1. Introdução
Localizado na porção sudoeste do Estado da Bahia (Fig. 1.1), o Cinturão
de Cavalgamentos e Dobramentos do Espinhaço Setentrional compreende
ortognaisses, migmatitos e granitoides do Bloco Gavião (sensu Barbosa &
Sabaté 2002), considerado como embasamento do cinturão, rochas plutônicas
ácidas de 1.75 Ga da Suíte intrusiva Lagoa Real, rochas básicas de 1.5 Ga e
0.8 Ga e um conjunto de rochas terrígenas e marinhas dos supergrupos
Espinhaço e São Francisco, respectivamente, de idade paleo e neoproterozóica.
Juntamente com a região compreendida entre as serras do Espinhaço
Setentrional
e
Palma
de
Monte
Alto,
onde
aflora
a
sequencia
Metavulcanossedimentar Urandi (Figueiredo, 2009), esse cinturão integra a
porção sudoeste do Corredor do Paramirim (Alkmim et al. 1993) que foi
envolvida em deformações neoproterozóicas (Cruz & Alkmim 2006, Alkmim et al.
2007, Pedrosa Soares et al. 2007) (Fig. 1.1).
A porção sul do Corredor do Paramirim, que está inserida no domínio
setentrional do Orógeno Araçuaí (Cruz & Alkmim 2006, Alkmim et al. 2007),
vem se destacando no cenário geológico nacional pelas recentes descobertas
de depósitos de ferro e pela explotação de manganês desde meados do século
passado (Fig. 1.2). Tais depósitos e minas encontram-se relacionados com
sequências metavulcanossedimentares e metassedimentares do Bloco Gavião
(Silva & Cunha 1999, Delgado et al. 2003). Em especial, destacam-se as
unidades do Distrito Ferro-manganesífero Urandi-Licínio de Almeida (Rocha et
al. 1998), cujo posicionamento estratigráfico ainda é motivo de controvérsia.
21
Para Moraes et al. (1980), Silva & Cunha (1999) e Delgado et al. (2003), as
unidades que hospedam as jazidas de ferro e manganês do distrito em questão
devem ser agrupadas em uma única sequência, denominado de Complexo
Urandi-Licínio de Almeida, ao passo que Rocha (1990, 1991), Barbosa &
Domingues (1996) e Rocha et al. (1998) consideram a existência de duas
unidades distintas, denominadas de Formação Tauape, que representa uma
seqüência do embasamento do Corredor de Deformação do Paramirim, e da
Formação Mosquito (Grupo Borda Leste), que, de acordo com os autores,
trata-se da unidade basal do Supergrupo Espinhaço no Cinturão de
Cavalgamentos e Dobramentos da Serra do Espinhaço Setentrional.
Silva e Cunha (1999), por outro lado, individualizaram as sequencias
sedimentares Urandi-Licínio de Almeida. Recentemente Cruz et al. (2009)
encontraram rochas metavulcânicas máficas nas unidades do complexo
Urandi-Licínio de Almeida localizados na borda leste da serra do Espinhaço
Setentrional
levando-os
a
classificá-las
como
uma
sequencia
metavulcanossedimentar.
Figura 2.1: a) Mapa do Brasil indicando a localização do Cráton do São Francisco; b)
Mapa tectônico simplificado da porção leste do Brasil, enfatizando o Cráton do São Francisco,
o Aulacógeno do Paramirim, o Cinturão de Cavalgamentos e Dobramentos do Espinhaço
Setentrional (ES), Chapada Diamantina (CD) e Orógeno Araçuaí, porção brasileira do Orógeno
Araçuaí-Oeste Congo. Fonte: Cruz (2004).
22
No distrito Urandi-Licínio de Almeida já foram reconhecidas mais de três
dezenas de jazidas que foram lavradas ao longo dos últimos 50 anos.
Este trabalho pretende contribuir com o entendimento da evolução
geológica e metalogenética do subdistrito Licínio de Almeida focando, em
especial, na jazida de manganês da Mina Lagoa D’anta principal local de
extração de manganês do Cinturão de Cavalgamentos e Dobramentos da Serra
do Espinhaço Setentrional, no sudoeste da Bahia.
1.1.
Contextualização do problema
Os depósitos de manganês do Distrito Ferromanganesífero UrandiLicinio de Almeida vêm sendo explorados de minas a céu aberto e em
garimpos,
podendo
ser
reconhecidos
corpos
associados
a
rochas
metassedimentares estratificadas que foram metamorfisadas (secundário) no
curso da evolução geológica da área. Além disso, depósitos coluvionares
(secundários) integram o distrito e estes também vêm sendo alvo da
exploração mineral. Os depósitos e jazidas de ferro neste distrito são novidade
e também ocorrem relacionados com rochas vulcanossedimentares. A principal
controvérsia que envolve os depósitos primários está relacionada com o seu
posicionamento estratigráfico e com o seu significado geológico. Além disso,
pouco se sabe sobre a evolução metamórfica e estrutural do minério de
manganês e das suas encaixantes imediatas, assim como dos processos
metalogenéticos associados com a formação das jazidas. Desta forma, a Mina
Lagoa D’anta, neste momento inativa, torna-se um laboratório natural para
contribuir com a solução de tais controvérsias. Assim, diante do exposto
surgem as seguintes questões: (i) qual a tipologia dos protominérios de
manganês da mina Lagoa D’anta? (ii) Quais as características petrológicas e
estruturais dessas rochas? (iii) Quais as características geoquímicas do minério
de manganês e suas encaixantes imediatas? (iv) Qual a mineralogia e minerais
de minério de manganês da mina estudada? (v) Quais os processos de
metalogenéticos que atuaram para a concentração do manganês?
23
1.2. Objetivos
Este trabalho tem como objetivo geral contribuir com o entendimento dos
aspectos geológicos e metalogenéticos das rochas que hospedam e encaixam
a mineralização de manganês na Mina Lagoa D’anta.
Como objetivos específicos, têm-se:
a)
Realizar o mapeamento geológico Mina;
b)
Caracterizar do ponto de vista petrográfico e geoquímico a
faciologia do minério e do protominério, bem como de suas encaixantes;
c)
Proceder ao levantamento do arcabouço estrutural da Mina;
d)
Propor um modelo de evolução geológica e metalogenética
para a área de estudo.
1.3. Localização da área de trabalho
A área de trabalho localiza-se na porção sudoeste do Estado da Bahia.
A cidade de Caetité corresponde à sede da área pesquisada, estando distante
cerca de 654 km de Salvador. O acesso, a partir da capital do estado, é feito
inicialmente pela BR-324, passando por Feira de Santana. Nesta localidade,
toma-se a BR-116, passando por Maracás, e posteriormente a BR-030, nas
proximidades da cidade de Tanhaçu, seguindo até Caetité. Uma outra opção
de acesso até a sede da área de trabalho é partindo de Salvador a Santo
Antônio de Jesus, pela BR-101. Desta localidade segue-se na mesma rodovia
até o entroncamento com a BR-420. Desta última rodovia, segue-se até o seu
entrocamento com a BA-250 indo em direção a Santa Inês, passando em
seguida pelos municípios de Jaguaquara e Maracás. Da sede de Maracás o
itinerário igual à primeira opção sugerida (Fig. 1.2).
24
Figura 1.2: Mapa de situação (a) e localização da Mina Lagoa D’anta (b). Fonte: SEI (2003).
25
1.4.
Justificativa
O Distrito Ferro-manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida constitui-se
como um importante domínio metalogenético do Estado da Bahia. Até o
momento, pouco se sabe a cerca da faciologia dos seus depósitos e jazidas e
muitas controvérsias existem sobre e evolução geológica. Alguns modelos já
foram aventados para explicar o posicionamento geológico das unidades que
hospedam as formações ferro-manganesíferas, mas todos carecem de um
estudo científico que permita responder às principais questões anteriormente
levantadas nessa dissertação. Entender o significado e a evolução geológica
das rochas da Mina Lagoa D’anta implica em colaborar com o estudo da
evolução tectônica e metalogenética desse setor do Corredor do Paramirim.
1.5.
Método de Trabalho
Para atingir os objetivos propostos, foram realizadas as atividades
apresentadas a seguir.
1.5.1.
Levantamento Bibliográfico
Para a realização da pesquisa foram consultados artigos, livros, projetos
institucionais, resumos de congressos que tratem da área de trabalho e do
tema de estudo.
1.5.2.
Trabalhos de campo
Os trabalhos de campo foram realizados durante 29 dias
efetivos durante os quais foram realizados perfis regionais e o mapeamento
geológico
da mina (Fig.
1.3). Os perfis regionais foram
realizados
ortogonalmente dispostos com relação à estruturação geral do Cinturão de
Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional. Por sua
vez, o mapeamento geológico foi realizado na escala 1:1.000 e contemplou a
área da atual cava da mina. A coleta de amostras foi realizada nas bancadas
da mina como também nos furos de sonda que estão localizados na figura 1.3,
totalizando 92 amostras.
26
Figura 1.3: Mapa Topográfico da Mina Lagoa D’anta com a localização dos furos de sonda.
Também neste período foram coletadas amostras, descritos furos de
sonda, e realizada a análise estrutural clássica. Um total de seis furos de sonda
foram descritos com o objetivo de caracterizar macroscopicamente as unidades
hospedeiras e encaixantes do minério de manganês, identificar as relações de
contato entre ela e obter dados sobre o arcabouço estrutural em subsuperfície.
Estes furos foram cedidos pela empresa Rio doce Manganês Ltda, na época
(2009) detentora dos direitos minerários. Os seis furos selecionados possuem
mergulho
de
60
graus
no
sentido
N310,
em
geral
posicionados
perpendicularmente às estruturas e afloramentos principais. Tais furos
alcançaram, no máximo, 70 metros de profundidade. A figura 1.3 apresenta a
localização das amostras coletadas. A tabela 1.1 localiza as amostras
coletadas estudadas, bem como discrimina as análises realizada em cada uma
delas.
27
Tabela 1.1: Detalhe do posicionamento de cada amostra selecionada em cada furo de sonda
apresentando o tipo de análise realizada em cada amostra.
Furo
LDDFS-038
LDDFS-039
LDDFS-090
LDDFS-43A
Amostras
J-LD01
J-LD02
J-LD03
J-LD04
J-LD05
J-LD06
J-LD07
J-LD08
J-LD09
J-LD10
J-LD11
J-LD12
J-LD13
J-LD14
J-LD15
J-LD16
J-LD17
J-LD18
J-LD19
J-LD20
J-LD21A
J-LD21B
J-LD22
J-LD23
J-LD24
J-LD25
J-LD26
J-LD27
J-LD28
J-LD29
J-LD30
J-LD31
J-LD32
J-LD33
J-LD34
J-LD35
J-LD36
J-LD37
J-LD38
J-LD39
J-LD40
J-LD41
J-LD42
J-LD43
J-LD44
J-LD45
J-LD46
J-LD47
J-LD48
J-LD49
J-LD50
J-LD51
J-LD52
J-LD53
J-LD54
J-LD55
J-LD56
J-LD57
J-LD58
J-LD59
J-LD60
J-LD61
J-LD62
J-LD63
J-LD64
J-LD65
J-LD66
J-LD67
J-LD68
J-LD69
J-LD70
J-LD71
J-LD72
J-LD74
J-LD75
Profundidade (m)
17,00
18,00
19,00
19,45
19,94
20,05
20,50
20,70
21,19
23,24
29,40
29,60
32,00
33,00
33,40
33,60
33,90
35,00
35,40
38,50
40,00
40,10
40,80
41,78
42,50
44,00
44,33
46,00
48,50
53,54
54,45
55,27
56,25
57,00
57,75
58,91
60,20
60,62
63,00
7,00
7,50
17,00
23,00
26,00
27,00
30,00
32,00
33,00
42,00
43,00
46,00
51,00
58,00
28,00
36,00
37,00
36,65
39,20
40,17
41,60
42,96
44,38
48,45
51,17
53,00
41,00
43,00
47,00
48,00
50,00
13,00
14,55
26,99
49,69
54,50
Tipo de Análise
Seção delgada, análise química e difratrometria de raio-X
Seção delgada, análise química e difratrometria de raio-X
Seção delgada e análise química
Seção delgada
Seção delgada e análise química
Seção delgada-polida, análise química, difratrometria de raio-X e microssonda eletrônica
Seção delgada e análise química
Seção delgada e difratometria de raio-X
Seção delgada e análise química
Seção delgada e análise química
Seção delgada e análise química
Seção delgada e análise química
Seção delgada-polida, análise química e microssonda eletrônica
Seção delgada e análise química
Seção delgada e análise química
Seção delgada e análise química
Seção delgada e análise química
Seção delgada e análise química
Seção delgada e análise química
Seção delgada
Seção delgada e análise química
Seção delgada e análise química
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada, análise química e difratrometria de raio-X
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada-polida, difratrometria de raio-X e microssonda eletrônica
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada e análise química
Seção delgada-polida, análise química, difratrometria de raio-X e microssonda eletrônica
Seção delgada-polida, análise química e microssonda eletrônica
Seção delgada e análise química
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada e análise química
Seção delgada-polida e microssonda eletrônica
Seção delgada
Seção delgada-polida, análise química, difratrometria de raio-X e microssonda eletrônica
Seção delgada-polida, análise química, difratrometria de raio-X e microssonda eletrônica
Seção delgada e análise química
Seção delgada
Seção delgada, análise química, difratrometria de raio-X
Seção delgada-polida, análise química, difratrometria de raio-X e microssonda eletrônica
Seção delgada
Seção delgada-polida, difratrometria de raio-X e microssonda eletrônica
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada, análise química e difratrometria de raio-X
Seção delgada
Seção delgada e análise química
Seção delgada
Seção delgada e análise química
Seção delgada, análise química e difratrometria de raio-X
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
Seção delgada
28
Os elementos estruturais foram coletados tanto em afloramentos quanto em
furos de sonda e permitiram verificar posição espacial das estruturas
deformacionais. Depois de identificadas e cartografadas as estruturas foram
hierarquizadas e organizadas em planilha Excel. Uma vez organizados, os
dados estruturais foram lançados em arquivos com formato .txt, do Bloco de
notas, e confeccionados os diagramas estereográficos no programa Stereonet
(for Windows, versão 3.03).
1.5.3.
Estudos Petrológicos e Microestruturais
Um total de sessenta e cinco seções delgadas simples, dez seções
delgadas-polidas e nove seções polidas foram estudadas em microscópio
óptico através de luz transmitida e refletida visando identificar as assembléias
minerais do minério e de suas encaixantes, bem como as microestruturas
deformacionais.
1.5.4.
Estudos Geoquímicos
Das setenta e cinco amostras descritas na petrografia trinta e quatro
delas foram encaminhadas para o laboratório da empresa Geosol-Geologia e
Sondagens S/A. Foram analisados elementos maiores e traços, incluindo os
Elementos Terras Raras. Para a determinação das concentrações dos
elementos foram utilizados os seguintes métodos: digestão multiácida/absorção
atômica, acima de 1% por fusão com tetraborato de lítio – fluorescência de
raios-X e pó prensado – fluorescência de raios-X. Os dados foram trabalhados
no programa Minpet (Richard 1995, versão 2.02).
1.5.5.
Estudos de Química Mineral
Os dados de química mineral das amostras coletadas na descrição dos
furos de sondagem foram obtidos na Microssonda Eletrônica da Université
Blaise Pascal, em Clermont Ferrand, França. A microssonda eletrônica
utilizada é da marca Cameca, modelo SX 100 em condições de operação de 15
29
kV, 15 nA, e com diâmetro de feixe incidente variando entre 5 e 10 µm.
Analisaram-se os elementos SiO2,Al2O3, FeO, MgO, CaO, TiO2, MnO, Na2O,
K2O, sendo o tempo de análise para cada elemento de aproximadamente 10
segundos. Esse dados foram utilizados para classificar os anfibólios através do
programa Amphical, bem como para determinar a fórmula estrutural dos
carbonatos e granadas. Para determinar a fórmula estrutural da granada
utilizou-se o programa Minpet (Richard 1995, versão 2.02).
1.5.6.
Estudos de Difratometria de Raio-X
Esses estudos tiveram como objetivo principal auxiliar na identificação
do mineral de minério de manganês, bem como dos minerais opacos das
rochas encaixantes e do protominério. Desta forma, após os estudos
petrográficos foram selecionadas 24 amostras, sendo 20 do protominerio e
rochas encaixantes e 4 do minério. A análise foi realizada no laboratório do
Instituto de Geociências da UFBa através do RIGAKU, modelo D/MAX 2a, com
um regulador Automático de Voltagem (170-240v) da marca Peltron e um
Cooler SMC, modelo INR 242-3 de 200v.
1.6.
Organização da Dissertação
A presente dissertação foi organizada em seis capítulos. No primeiro
capítulo apresenta-se introdução, problema, objetivos, justificativa e método de
trabalho. No segundo capitulo apresenta-se a Geologia Regional e no terceiro
capítulo faz-se a contextualização geral do tema abordando alguns elementos
teóricos sobre processos acumuladores de depósitos de manganês e
metamorfismo de protominério manganesífero. O capítulo quatro aborda as
principais características petrológicas e geoquimicas das rochas encaixantes e
hospedeiras da mineralização de manganês da Mina Lagoa D’anta, bem como
apresenta uma proposta de modelo metalogenético para a área estudada. No
capítulo cinco apresenta-se o arcabouço estrutural da mina, através de um
artigo, que foi submetido à Revista Brasileira de Geociência. O sexto e último
capítulo apresenta as conclusões desta Dissertação.
30
CAPÍTULO 2
2. Geologia Regional
O Estado da Bahia está contido, em quase sua totalidade, no Cráton do
São Francisco (CSF), que segundo Almeida (1977), corresponde a uma
entidade tectônica que foi consolidada no final do Paleoproterozóico. Como
cinturões orogênicos relativos ao cráton em questão, têm-se Araçuaí-Oeste
Congo, Brasília, Rio Preto, Riacho do Pontal e Sergipano. Neste cenário, a
área de trabalho abordada nesta dissertação está totalmente inserida no
domínio Setentrional do Orógeno Araçuaí-Oeste Congo (Alkmim et al. 2007;
Pedrosa Soares et al. 2007), que bordeja o setor sudeste do Cráton do São
Francisco.
O domínio setentrional da porção brasileira do Orógeno Araçuaí-Oeste
Congo, compreende a prção sul do Corredor do Paramirim, constituídos pelos
cinturões de dobramentos e cavalgamentos da Chapada Diamantina Ocidental
e da Serra do Espinhaço Setentrional. Esses cinturões estruturam plutônicas
ácidas e básicas de idade meso e neoproterozóicas, além do substrato
gnáissico-migmatítico-granulítico e seqüências metavulcanossedimentares de
idade arqueana/paleoproterozoicasdo Bloco Gavião, sensu Barbosa & Sabaté
(2002), (Fig. 2.2). Neste contexto, posiciona-se o Distrito Ferro-manganesífero
de Urandi-Licínio de Almeida.
31
Figura 2.1: O Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental no cenário do Gondwana, reconstruído pela
justaposição de modelos digitais de terreno da porção leste do Brasil e costa oeste africana. L:
Luanda; C: Cabinda; S: Salvador (Brasil). No quadrado em vermelho observa-se a área de
estudo. Fonte: Alkmim et al. (2007).
2.1 Unidades Litoestratigráficas
Nesta seção são apresentadas as unidades litoestratigráficas que
afloram regionalmente e que estão inseridas no contexto da porção setentrional
do Orógeno Araçuaí-Oeste Congo (Figs. 2.1 e 2.2). Além disso, são
apresentados os modelos de evolução geodinâmica propostos para a porção
do Bloco Gavião inserida neste contexto.
2.1.1.
Arqueano-Orosiriano
a) Ortognaisses, Migmatitos e Granulitos
As rochas mais antigas do Bloco Gavião compreendem ortognaisses
TTG’s, podendo ser discriminados três grupos que foram re-equilibrados em
fácies anfibolito (Bastos Leal et al. 1998). O primeiro grupo, com idades U-Pb
SHRIMP entre 3,5 - 3,2 Ga, compreende o TTG Sete Voltas/Boa Vista Mata
32
Verde e o Tonalito Bernada. O segundo grupo, com idades U-Pb SHRIMP
(zircão) entre 3,2 – 3,1 Ga é formado pelos granitóides Serra do Eixo, Mariana
e Piripá. Segundo Martin et. al.(1991), Marinho (1991), Santos Pinto (1996),
Cunha et al. (1996) e Bastos Leal et al. (1998), ambos os grupos de TTG’s se
originaram a partir da fusão de basaltos toleíticos, onde somente o segundo
sofreu contaminação crustal. O terceiro grupo possui evolução mesoarqueana
e está representado pelos maciços Lagoa do Morro, Serra dos Pombos e
Malhada de Pedras com idades U-Pb entre 2,8 e 2,9 Ga. Segundo Barbosa &
Sabaté (2003), essas rochas possuem química cálcio-alcalina e estão
associadas ao plutonismo granodiorítico e granítico formado durante a
subducção de crosta oceânica para oeste, durante a colisão dos Blocos Jequié
e Gavião, no Mesoarqueano.
Rochas com feições anatética e migmatitos podem ser encontradas no
Bloco Gavião e foram descritas por Arcanjo et al. (2000), Cruz et al. (2009) e
Medeiros et al. (2011). Em rochas do setor oeste do Bloco Gavião, na região de
Urandi, Medeiros et al. (2011) obteve idade U-Pb (SHRIMP) em 2095 ± 8.6 Ma
para a migmatização das rochas daquele setor. Rochas granulíticas são
encontradas na região de Ibitira (Cruz et al. 2009) e nas proximidades de
Riacho de Santana (Arcanjo et al. 2000).
b) Seqüências Metavulcanossedimentares
No Bloco Gavião destaca-se os Greenstone Belt Umburanas, IbitiraUbiraçaba, Guajeru, Riacho de Santana, Brumado e Mundo Novo e as
Seqüências Metavulcanossedimentar Urandi, Licínio de Almeida e ContendasMirante (Figura 2.2, Silva & Cunha 1999). Do ponto de vista geocronológico
poucos estudos foram realizados contemplando essas seqüências. Bastos-Leal
et al. (2003) datou uma vulcânica félsica do Greenstone Belt Umburanas pelo
método U-Pb (SHRIMP), zircão, tendo obtido a idade de 2744 ± 15 Ma.
33
Figura 2.2: Mapa Geológico do Estado da Bahia simplificado, mostrando os principais terrenos
Greenstone Belt e Seqüências Vulcanossedimentares. Fonte: Modificado de Silva & Cunha
(1999). O quadrado branco compreende área deste estudo.
c) Plutônicas félsicas riacina-orosirianas
No Bloco Gavião há um importante plutonismo riaciano-orosiriano, tendo
sido levantados, até o momento, um total de 24 corpos de granitoides dessa
idade (Cruz et al. submetido). De acordo com Bastos Leal et al. (1998) e
Menezes-Leal et al. (2005), os terrenos gnáissico-migmatíticos arqueanos do
Bloco Gavião tiveram importante participação na gênese do magma parental
relacionado com essa granitogênese. Dentre os corpos identificados,
regionalmente destacam-se os maciços Rio do Paulo (RP), Caculé (CA),
Espírito Santo (ES) e Iguatemi (IG). Os maciços RP e CA possuem idade Rb-Sr
de 1959 ± 50 e
207
Pb/206Pb (zircão) de 2019 ± 32 (Bastos Leal, 2000),
respectivamente, ambos com características geoquímica que os enquadram no
34
campo dos granodioritos tipo-I. Já os maciços ES e IG possuem idades
207
Pb/206Pb (zircão) de 2012 ± 25 e Rb-Sr de 2030 ± 75 Ma, respectivamente,
com química associada aos granitos tipo-S.
Além desses, também destaca-se o Batólito Monzosienítico UrandiGuanambi, composto de rochas alcalinas, que foi subdividido por Rosa (1999)
em dois domínios principais: o das intrusões múltiplas e o das intrusões tardias.
O domínio das intrusões múltiplas representa o Batólito de Guanambi-Urandi
sensu stricto, tratando-se de uma associação de rochas com textura fanerítica
grossa e frequentemente porfirítica (Rosa et al. 1996; Rosa, 1999).
Composicionalmente
dominam
sienitos
com
termos
monzoníticos,
monzodioríticos e graníticos subordinados. As intrusões tardias compreendem
os maciços de Ceraíma, Estreito e Cara Suja, que são constituídos por rochas
quartzo-sieníticas, monzo-graníticas, álcali-feldspática sieníticas, além de foid
sienitos. As idades U-Pb (zircão, SHRIMP) para as intrusões múltiplas obtida
por Rosa (1999) foi 2054±8 Ma, enquanto que para a intrusão tardia Cara suja
essa mesma autora obteve a idade U-Pb (zircão, SHRIMP) com 2053 ±3 Ma.
2.1.2. Estateriano
a) Plutônicas félsicas
O plutonismo estateriano está representado pela Suíte Intrusiva Lagoa
Real, que compreende um conjunto de sienitos, álcali-feldspato granitos e
sienogranitos (Cruz, 2004; Cruz et. al. 2007, 2009; Machado 2008)
denominados genericamente de Granito de São Timóteo por Fernandes et al.
(1982). Essas rochas apresentam idades U/Pb, Rb/Sr e Pb/Pb de cristalização
em torno de 1,7 Ga (Turpin et al. 1988; Cordani et al. 1992, Pimentel et al. 1994
e Cruz et al. 2007). Segundo Cruz (2004) e Cruz et. al. (2007), dentre outros,
durante o Evento Brasiliano, no Neoproterozoico, estas rochas foram
submetidas a deformação e metamorfismo em zonas de cisalhamento
compressionais,
transformando-se
em
granitóides
foliados,
gnaisses,
augengnaisses e gnaisses fitados. Pimentel et al. (1994) propuseram uma
idade de metamorfismo (titanita, Pb-Pb) em torno de 540 Ma para essas
rochas.
De acordo com Teixeira (2000), os granitóides da Suíte Intrusiva Lagoa
Real apresentam assinatura química alcalina, metaluminosa, semelhante às
35
vulcânicas da Formação Rio dos Remédios, unidade basal do Supergrupo
Espinhaço na Chapada Diamantina. Aquele autor sugere um mesmo magma
genitor para ambas as unidades.
2.1.3. Caliminiano e Toniano
a) Plutônicas máficas
No Bloco Gavião plutônicas máficas ocorrem como diques e sills
intrusivos nas rochas metasedimentares do Supergrupo Espinhaço e no seu
substrato. Segundo Arcanjo et al. (2000), tratam-se de gabros/diabásio e
dioritos isotrópicos, cinza-escuro a esverdeado, afaníticos, que mostram, quase
sempre, textura ofítica a subofítica.
Diversos dados geocronológicos e isotópicos já foram produzidos para
esses corpos. Jardim de Sá et. al.(1976) e Brito Neves et al. (1979, 1980)
obtiveram idades K-Ar entre 1.200 e 500 Ma. Baseado em dados U/Pb, podem
ser individualizados dois conjuntos principais que foram interpretados como as
idades de cristalização para essas rochas. O primeiro, mais velho, com idades
obtidas em 1.492 ± 16 Ma (U-Pb, zircão, LA-ICPMS; Loureiro et al. 2010), são
próximas às idades U-Pb de 1514 ± 22 e 1496 ± 32 Ma obtidas por Babinsky
et. al.(1999) e Guimarães et al. (2005, 2012), respectivamente, em zircões de
gabros intrusivos nas rochas metassedimentares do Supergrupo Espinhaço, na
Chapada Diamantina. Na mesma região, o segundo grupo de idades, revelou
um magmatismo máfico toniano em 934 ± 14 Ma (LA-ICPMS); Loureiro et al.
(2010). Uma idade U-Pb (SHRIMP) em 854 ± 23 Ma também foi obtida por
Danderfer et al. (2009) para rochas gabróicas na serra do Espinhaço
Setentrional.
A partir de dados geoquímicos em dique máficos da região de Lagoa do
Dionísio, Brito (2007) e Teixeira (2000, 2005, 2008) sugerem que estes corpos
compreendem toleítos continentais com trend de diferenciação rico em ferro.
De acordo com esses autores uma fonte mantélica profunda foi responsável
pela geração do magma progenitor dessas rochas
b) O Supergrupo Espinhaço
O Supergrupo Espinhaço foi depositado em um rifte intracratônico cuja
nucleação iniciou-se no estateriano (1,7 Ga); Brito Neves et. al.(1980).
Segundo Inda & Barbosa (1978), Barbosa & Dominguez (1996), Schobbenhaus
36
(1996), Danderfer (2000), Danderfer & Dardenne (2002), a Bacia do Espinhaço
é subdividida em Espinhaço Oriental, representada pela bacia da Chapada
Diamantina, e em Espinhaço Ocidental, onde são reconhecidas as bacias do
Espinhaço Meridional, no Estado de Minas Gerais, e do Espinhaço
Setentrional, no Estado da Bahia.
Diversas propostas de empilhamento estratigráfico foram sugeridas para
o Supergrupo em questão, tanto na Chapada Diamantina quanto no Espinhaço
Setentrional, podendo ser citados os modelos de Inda & Barbosa (1978),
Pedreira (1988), Rocha (1991), Rocha (1992), Dominguez (1993, 1996),
Barbosa & Dominguez (1996), Schobbenhaus (1996), Rocha et al. (1998) e
Danderfer (2000). Para o empilhamento estratigráfico do Supergrupo
Espinhaço na Chapada Diamantina o mais recente modelo foi proposto por
Guimarães et al. (2005); figura 2.3.
Figura 2.3: Coluna estratigráfica resumida com os principais compartimentos litoestratigráficos,
ambiente tectônico e deposicional do Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina. Fonte:
Guimarães et al. (2005).
37
De acordo com esse modelo a Formação Gameleira é a unidade basal,
sendo composta por metarenitos de granulação fina a grossa exibindo
estratificação cruzada e flaser, além de metagrauvacas e metarcóseos.
Sobreposta à essa
unidade ocorre o Grupo Rios dos Remédios, que
compreende as formações Novo Horizonte, Lagoa de Dentro e Ouricuri do
Ouro. Esse grupo é composto, em geral, por vulcânicos ácidos, incluindo
rochas piroclásticas e epiclásticas, além de metarenitos, conglomerados
poligomíticos, siltitos e ritmitos, estes últimos em menor proporção. A idade de
cristalização dos vulcanitos félsicos da Formação Novo Horizonte foram
datados em 1.748 ± 4 Ma (U/Pb em zircão) por Babinski et al. (1999) e 1.752 ±
4 Ma (U/Pb em zircão) por Schobbenhaus et. al.(1994).
O Grupo Paraguaçu, sobreposto ao Grupo Rio dos Remédios,
compreende as formações Mangabeira e Açuruá. É composto por uma
associação de arenitos impuros com estratificação plano-paralela, siltitos,
argilitos e conglomerados. No topo da seqüência têm-se o Grupo Chapada
Diamantina, que foi subdividido nas formações Tombador e Caboclo. A
Formação Tombador compreende rochas sedimentares clásticas compostas
predominantemente por conglomerados e arenitos, ao passo que a Formação
Caboclo consiste de uma alternância de argilitos e siltitos.
Para as unidades posicionadas a sul da cidade de Caetité, Rocha (1991,
1992) e Rocha et al. (1998) subdividiram os grupos Borda Leste, na base, e
Serra Geral, no topo (Fig. 2.4). Nesses trabalhos o Grupo Borda Leste é
composto pela Formação Mosquito, que compreende xistos granadíferos,
cianita-xisto, formações ferro-manganesíferas, rochas calciosilicáticas, além de
metarenitos com laminação paralela, que ocorrem subordinados. Entretanto,
esta unidade é alvo de grandes controvérsias no cenário atual, principalmente
quanto ao seu posicionamento estratigráfico. Para Moraes et al. (1980), Silva &
Cunha (1999) e Cruz et al. (2009) trata-se de unidades associada com a
Sequência Metavulcanossedimentar Licínio de Almeida.
O Grupo Serra Geral encontra-se em contato discordante com as
unidades sotopostas, sendo representado da base para o topo pelas formações
Salto, Sítio Novo e Santo Onofre (Rocha et al. 1998). A Formação Salto
(Dominguez, 1996) é constituída por metarenito com estratificação cruzada de
38
grande porte, que destaca-se sempre um relevo positivo. A Formação Sítio
Novo, por sua vez, é constituída por três litofácies (T 1, T2, T3), que compõe o
sistema deposicional Telheiro (Rocha, 1991). A litofácies T1 é composta por
metarenitos de granulação média, sericíticos, com grande quantidade de
estratificações cruzadas dos tipos acanalada e espinha-de-peixe. A litofácies T2
é
formada
por
metarenitos
de
granulação
fina,
avermelhados,
com
intercalações de filito grafitoso. Metarenito de granulação fina a média, com
estratificação cruzada tipo hummocky, caracteriza a litofácies T3.
Definida por Kaul (1970), a Formação Santo Onofre, atualmente definida
como Grupo Santo Onofre por Loureiro et al. (2010), é constituída
dominantemente por filitos e subordinadamente por quartzitos, representando
cerca 2/3 do volume total dos sedimentos do Grupo Serra Geral e corresponde
sistema deposicional Gentio na fig. 2.5.
Tendo em vista que as unidades do Grupo Borda Leste foram
incorporados por Cruz et al. (2009) à Seqüência Metavulcanossedimentar
Licínio de Almeida, nessa dissertação considera-se apenas o Grupo Serra
Geral como associado ao Supergrupo Espinhaço na serra do Espinhaço
Setentrional.
Segundo Danderfer (2000) no domínio da serra do Espinhaço
Setentrional localizado a norte da cidade de Caetité podem ser reconhecidos
oito
sintemas,
cujos
registros
estratigráficos
estariam
limitados
por
discordâncias ou descontinuidades estratigráficas de extensão regional na
bacia. Nesse contexto, da base para o topo foram reconhecidos por aquele
autor os sintemas Algodão, São Simão, Sapiranga e Pajeú, Bom Retiro, São
Marcos, Sítio Novo e Santo Onofre (Tabela 2.1). Os vulcanitos félsicos
estariam relacionados com os sintemas São Simão e Pajeú, que foram
posteriormente datados em 1.731 ± 5 Ma (zircão, U/Pb, SHRIMP) e 1.569 ± 14
Ma, respectivamente por Danderfer et al. (2009). Nas demais unidades
predominariam rochas terrígenas.
Recentemente para o Supergrupo Espinhaço da serra do Espinhaço
Setentrional, Loureiro et. al. (2010) interpretaram um empacotamento
sedimentar com espessura de 710 metros e propuseram uma subdivisão
litoestratigráfica baseada nos conceitos da Estratigrafia de Seqüência (Fig.
2.5).
39
Da base para o topo tem-se a Formação Algodão, que compreende a
arenitos eólicos em suma. Essa unidade é sobrepostas pelos grupos Oliveira
dos Brejinhos, São Marcos e Santo Onofre. As unidades do sistema
deposicional Espinhaço proposto por Rocha et. al.(1998) foram correlacionadas
por Guimarães et al. (2012) com as do Grupo Santo Onofre (Sensu Loureiro et.
al.2010).
Figura 2.4: Coluna estratigráfica esquemática da bacia do Espinhaço Setentrional, mostrando
os principais sistemas deposicionais e os ambientes tectônicos. Legenda: 1 a 3 – Estratificação
cruzada: 1 Acanalada, pequeno porte; 2 –Acanalada, grande porte; 3-Hummocky; 4-Laminação
plano-paralela; 5 –Laminação plano-paralela com marcas onduladas; 6 –Formação ferromanganesífera do embasamento. Modelos deposicionais: A - Ambiente marinho profundo
(possível talude), com lobos turbidíticos; B-Ambiente litorâneo (shoreface). Com tempestades;
C- Ambiente continental fluvioeólico; D - Plataforma marinha rasa. Fonte: Rocha et. al.(1998).
Outra ocorrência do Supergrupo Espinhaço na Bahia é na Serra de
Palma de Monte Alto, na Bacia do São Francisco, no extremo oeste do Bloco
Gavião. De acordo com Barbosa & Dominguez (1996) ocorrem metarenitos
40
com
estratificação
acanalada
que
incluem
seixos
de
formações
ferromanganesíferas oriundas da seqüência sotoposta. Estes sedimentos são
sobrepostos por camadas metarenitos com laminação plano paralela. Superior
a este grupo estão depositados espessos pacotes de conglomerados, arenitos
e ritmitos.
Tabela 2.1: Empilhamento estratigráfico para o Espinhaço Setentrional. Fonte: Danderfer-Filho
(2000).
Sintema
Unidade Litoestratigráfica
João Dias
Santo Onofre
Boqueirão
Canatiba
Garapa/Sucurial
Sítio Novo
Viramundo
Veredas
Fazendinha
São Marcos
Mosquito
Riacho do Bento
Bomba
Pajeú
Ipuçaba
Riacho Fundo
De acordo com Dominguez (1993), Barbosa & Dominguez (1996),
Danderfer & Dardenne (2002), a Bacia do Espinhaço, como um todo, é
caracterizada como do tipo sucessora e polistórica por desenvolver-se em
vários sítios deposicionais atrelados a diversos eventos tectônicos, com
destaque para alternâncias entre sistema de riftes e flexura crustal. Diversos
modelos foram propostos na literatura para explicar a evolução tectônica da
Bacia do Espinhaço. Dentre estes modelos, existe um consenso de diversos
autores quanto à idade de formação da bacia. Desta forma, para Brito Neves
et. al.(1980), Schobbenhaus et al. (1994), Dominguez (1996), Schobbenhaus
(1996), Babinsky et al. (1999), Danderfer-Filho (1990, 2000), Guimarães et.
al.(2005), esta bacia originou-se por volta de 1,7 Ga, estando associada a
processos de estiramento crustal onde foram produzidas as rochas efusivas
ácidas e seus correspondentes intrusivos.
Danderfer-Filho (2000) e Danderfer & Dardenne (2002), sugeriram que o
arcabouço estratigráfico desta bacia na serra do Espinhaço Setentrional seria
41
composto por oito subacias, em que alternaram-se períodos de tectônica do
tipo rifte (subsidência mecânica a termoflexural) e períodos de sinéclise
(subsidência passiva) (Tabela 2.1). Mais recentemente Guimarães et al. (2005)
propuseram que a bacia que abrigou o Supergrupo Espinhaço evoluiu segundo
dois eventos superpostos e diacrônicos. O primeiro do tipo rifte-sag,
desenvolveu a bacia do Espinhaço Oriental; e o segundo do tipo sinéclise levou
à formação da bacia da Chapada Diamantina.
Figura 2.5: Coluna estratigráfica sintética das unidades litoestratigráficas sugeridas por
Loureiro et al. (2010).
42
c) O Supergrupo São Francisco
No Estado da Bahia o Supergrupo São Francisco ocorre na Bacia do
São Francisco, na Chapada Diamantina (Inda & Barbosa 1978, Barbosa &
Dominguez 1996) e, de acordo com Danderfer (2000) e Danderfer & Dardenne
(2002), na serra do Espinhaço Setentrional. Esse Supergrupo foi depositado
em uma bacia de idade neoproterozóica que abarcou sedimentos terrígenos e
carbonáticos de ambiente marinho com influência glaciogênica ocorrida nesta
época (Inda & Barbosa 1978, Barbosa & Dominguez 1996).
Na Bacia do São Francisco esse supergrupo compreende o Grupo
Macaúbas e o Grupo Bambuí. De acordo com Pinto & Neto (2001), o Grupo
Macaúbas é interpretado como sedimentos de origem glácio-continental,
depositados discordantemente sobre os metapelitos do Supergrupo Espinhaço.
Para estes autores, o Grupo Macaúbas tem espessura aflorante em torno de
250 metros, sendo constituídos de diamictitos sobrepostos subordinadamente
por arenitos e metarenitos. O Grupo Bambuí, por sua vez, na concepção dos
referidos autores, compreende a depósitos marinhos, relacionados a bacia de
antepaís, formados por pacotes espessos de carbonatos basais, intercalados
subordinadamente por metaconglomerados e metapelitos. Essas unidades são
sobrepostas siltitos e metarenitos.
De acordo com Danderfer & Dardenne (2002), na Serra do Espinhaço
Setentrional o Supergrupo São Francisco é representado pela Formação Santo
Onofre, que compreendem as formações Canatiba, Boqueirão e João Dias.
Essas unidades seriam essencialmente silicicláticas, com predomínio de pelitos
na primeira, sedimentos pelíticos-psamíticos na segunda e calciruditos na
terceira. Recentemente, a Formação Santo Onofre foi elevada ao status de
Grupo por Loureiro et al. (2010) sendo incorporada ao Supergrupo Espinhaço,
tal qual foi proposto por Inda & Barbosa (1978) e Barbosa & Dominguez (1996).
Nos domínios da Chapada Diamantina, conforme Barbosa & Dominguez
(1996), o Grupo São Francisco ocorre nas bacias de Irecê e Utinga,
compreendendo o Grupo Una. Esse grupo foi subdividido nas formações
Bebedouro e Salitre. A Formação Bebedouro compreende a diamictitos
poligomíticos imersos numa matriz fina. Barbosa & Dominguez (1996), inclui
ainda ardósias, arenitos grossos argilosos, além de arenitos finos com
43
laminação plano-paralela. A Formação Salitre, por sua vez, segundo
Dominguez (1996), é constituída de camadas de calcilutito e calcarenitos finos
a médios de coloração cinza-escuro. Segundo os mesmos autores, esta
unidade é interpretada como resultado da deposição em um ambiente
plataformal.
2.2 Evolução Tectônica
A área de domínio do Corredor do Paramirim possui como substrato o
Bloco Gavião, que apresenta uma grande complexidade geológica, tendo em
vista os diversos eventos tectônicos que ocorreram desde o Arqueano ao
Neoproterozoico (Moutinho da Costa & Inda 1982, Cunha & Fróes 1994, Cunha
et al. 1996, Barbosa & Dominguez 1996, Bastos-Leal 1996, 1997, Bastos Leal
et al. 1998, Silva & Cunha 1999, Danderfer-Filho 2000, Pedrosa Soares 2001,
Barbosa & Sabaté 2002, Barbosa & Sabaté 2003, Menezes Leal et al. 2005,
Cruz & Alkmim 2006, Medeiros et al. 2011). Neste contexto, houve a formação
da crosta continental arqueana e o seu retrabalhamento em eventos tectônicos
do Paleo e Neoproterozoico. A existência de um cinturão de deformação
mesoproterozóico no Corredor do Paramirim ainda carece de argumentos
geológicos consistentes. Somando-se ao retrabalhamento crustal em cinturões
orogênicos, a colocação de corpos de granitóides de origem mantélica e a
instalação de bacias sedimentares de amplitude regional integram o cenário
evolutivo.
De acordo com Barbosa & Dominguez (1996), Bastos-Leal et al.
(1998), Barbosa & Sabaté (2002 e 2003), Cruz et al. (2009) a evolução
arqueana do embasamento do Bloco Gavião deu-se inicialmente pela intrusão
dos maciços TTG Lagoa da Macambira, Boa Vista/Mata Verde, Sete Voltas e
Bernada, cujas idades marcam 3,5 – 3,2 Ga. Tais rochas teriam sido originadas
a partir de fusão de basaltos toleíticos e relacionados com a formação de uma
crosta continental precoce. De acordo com aqueles autores, posteriormente
formaram-se bacias que abrigaram rochas vulcânicas máficas e ácidas, além
de sedimentos químicos e clastos, de natureza diversa. Neste contexto,
formaram-se as bacias Contendas Mirantes, Umburanas, Brumado, Guajeru,
Mundo Novo, Urandi-Licinio de Almeida (Marinho, 1991; Cunha et al. 1994;
44
Cunha et al. 1996; Silva & Cunha, 1999). Entre 3,2 – 3,1 Ga houve a colocação
do maciço TTG de Mariana.
Entre 2.7-2.8 Ga a fusão parcial da crosta
continental
gerou
mais
antiga
outra
seqüência
de
rochas
granítica/granodiorítica/migmatíticas, que hoje fazem parte do Bloco Gavião.
Essas rochas foram equilibradas nas fácies anfibolito e/ou granulito (Barbosa &
Sabaté, 2003). Além disso, vulcânicas cálcio-alcalinas (~ 2,5 Ga), intrusões
graníticas (Granito Pé de Serra, ~2,5 Ga) e intrusões máficas-ultramáficas (Sill
do Jacaré, ~2,4 Ga) ao lado de filitos e grauvacas estão associadas à evolução
paleoproterozóica desse bloco (Marinho, 1991).
No Paleoproterozóico ocorreu a colisão entre os Blocos ItabunaSalvador-Curaçá, Jequié, Serrinha e a estruturação do cinturão ItabunaSalvador-Curaçá, com cavalgamento desse cinturão sobre o Bloco Jequié
(Barbosa & Sabaté 2002, 2003). A influencia dessas deformações no Bloco
Gavião ainda é matéria de controvérsia.
No Estateriano, a instabilidade no manto, possivelmente relacionada
com a atuação de uma fonte térmica, favoreceu a instalação do Aulacógeno do
Espinhaço (Moutinho da Costa & Inda 1982), que posteriormente foi
denominado de Rifte Espinhaço por Schobbenhaus (1996) e Aulacógeno do
Paramirim por Pedrosa Soares et al. (2001). Neste contexto, Moutinho da
Costa & Inda (1982) defendem que o Bloco do Paramirim comportou-se como
um alto estrutural, separando as bacias da Chapada Diamantina e Espinhaço
Sententrional.
Diversos
são
os
modelos
evolutivos
para
explicar
o
preenchimento dessa bacia, podendo ser consultado os trabalhos de Pedreira
(1988), Dominguez (1993, 1996), Schobbenhaus (1996), Danderfer (2000),
Guimarães et al. (2005), Loureiro et al. (2008), dentre outros. No Toniano
houve a ampliação da bacia que abrigou anteriormente o Supergrupo
Espinhaço levando à deposição das unidades do Supergrupo São Francisco.
A inversão do Aulacógeno do Paramirim é motivo de controvérsia. Para
Jardim de Sá et. al.(1976), Brito Neves et al. (1980), Cordani et. al.(1992), a
inversão desta bacia ocorreu em dois estágios, no Meso e Neoproterozoico,
respectivamente. Por outro lado, baseando-se em critérios estratigráficos,
geocronológicos e estruturais, Danderfer (1990), Danderfer et. al.(1993),
Schobbenhaus (1993,1996), Danderfer (2000), Cruz (2004), Cruz & Alkmim
(2006) e Alkmim et al. (2007) propuseram um único evento de inversão de
45
bacia e associado com o Neoproterozoico. A partir de argumentos estruturais,
Cruz & Alkmim (2006) sugeriram duas fases deformacionais para a inversão do
Aulacógeno do Paramirim. A primeira apresenta um conjunto de elementos
estruturais, tais como zonas de cisalhamento e dobras com orientação em
geral seguindo WSW/ENE (Fig. 2.6a). De acordo com estes autores esta fase
esta relacionada com a rotação anti-horária da Placa Sãofranciscana em
virtude das suas colisões coma a placa da Amazônia. A segunda fase
deformacional marca a inversão frontal do Aulacógeno do Paramirim e foi
responsável pela nucleação de zonas de cisalhamento e dobras regionais com
orientação em geral variando entre NNW/SSE e NNE/SSW (Fig. 2.6b). Feições
de interferência do tipo domo e bacias são geradas pela interação entre as
duas fases mencionadas (Cruz & Alkmim 2006). Nesse contexto as zonas de
cisalhamento foram responsáveis pela justaposição das unidades do
embasamento do Bloco Gavião sobre as rochas metassedimentares dos
supergrupos Espinhaço e São Francisco.
Esse parece ser o cenário
deformacional da Mina de Lagoa Dantas, foco dessa Dissertação.
46
Figura 2.6: Modelo de interação entre o Aulacógeno do Paramirim e Orógeno Araçuaí,
proposto por Cruz & Alkmim (2006).
47
CAPÍTULO 3
3. Processos Formadores e Metamorfismo de Depósitos de Manganês
3.1 Introdução
O manganês é um elemento que possui número atômico 25 e peso
atômico de 54,9380 g, sendo o décimo elemento mais abundante na crosta
terrestre (0,09%). De acordo com Roy (1981) e Maynard (2010), esse elemento
ocorre em um único isótopo e nas valências positivas 2, 3, 4, 6 e 7. Do ponto
de vista geoquímico, é considerado como elemento litófilo (Mason, 1974),
sendo um metal refratário e facilmente oxidável (Roy, 1981). Na tabela
periódica é classificado como elemento de transição. O manganês é um
importante componente para uso industrial e agrícola, bem como tem
desempenhado papel fundamental na produção de aço para a indústria
automobilística e na construção civil. Cerca de 90% de todo o manganês
explotado anualmente é usado nas siderúrgicas como elemento para formar
ferro-ligas. Na escala de utilização do manganês, o mercado de pilhas aparece
em segundo lugar de importância (Maynard, 2010).
Na natureza o manganês não é encontrado em estado elementar,
ocorrendo somente na forma de compostos com outros elementos,
principalmente formando óxidos, carbonatos, silicatos e, subordinadamente,
sulfetos (Roy, 1981). A tabela 3.1 sintetiza os principais minerais de manganês
e sua fórmula química. Além dos apresentados nesta tabela, ainda podem ser
citados mangano-calcita, mangano-dolomita e mangano-siderita, que são
carbonatos ricos em manganês, bem como mangano-actinolita, mangano-
48
tremolita e mangano-cummingtonita, que são anfibólios ricos neste elemento
(Yavuz, 1996; Deer et. al. 2010).
ÓXIDOS DE ALTA VALENCIA
Tabela 3.1: Principais minerais de manganês e sua fórmula química Modificado de Roy
(1981).*indica os minerais comumente presente no perfil de alteração laterítica.
MINERAL
FÓRMULA
Pirolusita*
MnO2
Nsutita*
MnO2.H2O
Yokosukalite
MnO2.H2O
Hollandita*
(Ba,K)1-2Mn8O16.xH2O
Coronadita
Pb1-2Mn8O16.H2O
Criptomelana*
K1-2Mn8O16.H2O
Manjiroita
(Na, K)1-2Mn8O16H2O
Psilomelano*
(Ba, K, Mn, Co)3Mn5O10.xH2O
Calcofanita
ZMn3PO7.3H2O
Aurorita
[(Ag, Ba, Ca, Pb, Cu, Mn)2+]Mn3O7.3H2O
Litioforita*
(Al, Li)(OH)2.MnO2
Birnessita*
(Ca, Na)(Mn2+, Mn4+)7º14.3.H2O
Todorokita*
(Na, Ca, K, Mn2+)(Mn4+, Mn4+, Mg)6 O12.3H2O
Woodruffita
(Zn, Mn2+)2Mn5O12.H2O
Rancieite
(Ca, Mn)Mn4O9.3H2O
Takanelita
(Mn2+, Ca)Mn4O9.nH2O
SILICATOS
CARBONATOS
ÓXIDOS DE BAIXA VALÊNCIA
Jouravskita
SULFETO
Grutita
MnOOH
Feitknechtita
MnOOH
Manganita*
Mn2O3
Crednerita
CuMnO2
Quenselita
Pb(OH)MnO2
Janggunita
Mn5-x(Mn2+Fe2+)1-xO8(OH)6
Pirocroíta
Mn(OH)2
Braunita
3Mn2O3.MnSiO3
Bixbyita
(Mn, Fe)2O3
Jacobsita
MnFe2O4
Hausmannita
Mn3O4
Vredenburgita
3Mn3O4Fe3O4
Hetaerolita
ZnMn2O4.H2O
Hydrohetaerolita
ZnMn2O4.H2O
Franklinita
Zn(Mn, Fe)2O4 ou ZnFe2O4
Galaxita
MnAl2O4
Manganosita
MnO
Rodocrosita
MnCO3
Kutnahorita
CaMn(Co3)2
Mangano-Ferrosalita
10%MnO
Mangano-Hedembergita
10%MnO
Mangano-Diopsidio
até 10% MnO
Bustamita
(Mn, Ca, Fe)SiO3
Rodonita
MnSiO3
Inersita
(Ca2MnH2Si10O30.5H2O)
Tefroíta
2Mn2SiO4
Espessartita
3MnOAl2O3SiO2
Bementita
(Mn, Fe, Mg)6SiO4(O, OH)16
Alabandita
MnS
49
3.2 Comportamento Geoquímico do Manganês no ambiente exógeno
Segundo Mason (1971) e Robb (2007) a solubilidade dos elementos na
água depende de uma variedade de fatores, tais como: condições fisicoquímica do meio, morfologia do terreno, fatores climáticos, padrão geológicoestrutural, além da disponibilidade de matéria orgânica. De acordo com Mason
(1971), íons em solução atraem moléculas de água, sendo que o grau de
hidratação desse íon é função do seu raio e da sua carga iônica. O potencial
iônico de um íon é a razão entre sua carga e seu raio iônico, sendo este um
fator que determina a mobilidade dos elementos no meio aquoso. A tabela 3.2
mostra o potencial iônico de alguns íons da natureza e a figura 3.1 sintetiza a
importância desse fator na mobilidade dos íons em ambiente exógeno. De
acordo com essa figura, elementos com potencial iônico menor do que três,
portanto com grande raio iônico e baixa carga iônica, a exemplo do Ca, Sr, Pb,
Ba, Li, Cu, Na, K, Rb, são móveis em condições superficiais. Os elementos
com potencial iônico superior a dez, ou seja, com baixo raio iônico e elevada
carga, tais como B, C, N, S, P, V e Mo também tendem a formar complexos
solúveis e que se dissolvem facilmente. Em contrapartida, cátions com valores
intermediários de potencial iônico, entre 3 e 10, tais como Cu, Mn, Mg, Fe, Ni,
Al, Cr, U Th, Ti, Zr e elementos do grupo Terras Raras tendem a ser insolúveis,
se ligando a água para a formação de óxidos e hidróxidos estáveis a estas
condições.
Tabela 3.2: Resumo de alguns íons e seus potenciais iônicos (Z/r), sendo Z a carga iônica e r o
raio iônico dos íons. Modificado de Mason (1971).
Íons
+
Rb+
Cs
K
+
Potencial iônico
Íons
Potencial iônico
0,60
+2
Mn
2,5
0,68
Mn+4
6,7
+2
0,75
Fe
2,7
Na+
1,0
Fe+3
4,7
Li+
1,5
Co+2
2,8
+2
Ba
1,5
Al
+3
5,9
Sr+2
1,8
Ce+4
4,3
2,0
+3
2,6
+2
Ca
La
O manganês, em especial, tem raio iônico igual a 0,83Å e potencial
iônico 2,5 para o íon de Mn2+ e 6,7 para o íon de Mn4+ (Maynard, 2010). Estes
valores explicam o motivo pelo qual os íons de Mn +4 não são lixiviados durante
50
o intemperismo, o que contrariamente ocorre com os íons de Mn +2. Para Mason
(1971), apesar destes íons terem o mesmo raio, o Mn+4 tende a formar óxidos
e/ou hidróxidos por possuir maior carga, o que, consequentemente, atrai mais
moléculas de água, resultando em uma menor vulnerabilidade aos ataques
intempéricos.
Figura 3.1: Esquema simplificado mostrando a mobilidade relativa dos elementos em soluções
aquosas em ambiente superficial com base no potencial iônico (carga iônica/raio iônico).
Modificado de Leeder, 1999).
Em síntese, através do potencial iônico pode-se sugerir, que elementos
como Mn, Cu, Ni, Al e Fe tendem a formar concentrações residuais quando
sujeitos às condições superficiais com disponibilidade razoável de água. No
cenário mundial há importantes registros de depósitos supergênicos de
manganês, ferro, níquel e alumínio.
Para Krauskopf & Bird (1995), o campo de estabilidade do manganês no
meio aquoso pode ser também observado à luz das condições físico-químicas
do meio (Fig. 3.2). Esta proposta é um avanço do que foi proposto por Mason
(1971), já que quando organizou a figura 3.2, Krauskopf & Bird (1995) levou em
consideração as várias possibilidades de condições do meio em termos de Eh
e pH. De acordo com esses autores, em condições de pH superior a 5 pode
51
haver a deposição do manganês, desde que as condições sejam oxidantes,
com formação de pirolusita, manganita, criptomelana, dentre outros óxidos de
alta valência (Tab. 3.1). Contudo, nas situações em que o meio é ácido (pH<5)
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, nesse caso também, admitem a deposição da alabandita
(MnS) (Fig. 3.3).
Além disso, Raiswell et. al.(1980), Russel (1994), Mendoça & Paccola
(2005) e Robb (2007) também defendem que elementos como ferro, zinco,
alumínio, cobre e manganês são solúveis em meios ácidos e insolúveis em
condições básicas. Ao contrário, em meios básicos a (Fig. 3.4) sílica, potássio
e carbonato tendem a serem dissolvidos (Raiswell et. al.1980; Robb, 2007).
Conforme Nicholson (1992), a solubilidade do manganês também pode
ser favorecida pela presença de matéria orgânica, uma vez que a
decomposição
desse
componete
contribui
consideravelmente
para
a
acidificação do meio, deixando-o, conseqüentemente, com índice de pH inferior
a 5.
A tabela 3.3, modificada de Mason (1971), sintetiza os valores do pH em
diferentes ambientes naturais. Em especial, a água do mar e as águas
subterrâneas possuem pH da ordem de 5-9, ou seja, constituem importantes
locais para a deposição do manganês (vide Fig. 3.2).
Com relação a àgua do rio, que tem pH entre 6 e 7 (Maison, 1971), o
manganês pode ser transportado como partículas ou coloides por longas
distancias (Sapozhnikov 1970, Maison 1971, Tretry & Presley 1982). Por outro
lado, para Roy (1997) o transporte de manganês (Mn 2+) por longas distancias
não é favorecido em função das condições oxidantes do meio.
52
Figura 3.2: Diagrama Eh versus pH mostrando o campo de estabilidade em meio aquoso de
alguns minerais de manganês em temperatura de 25°C, pressão total de 1bar e molaridade do
-6
manganês igual a 10 . Modificado e traduzido de Krauskopf & Bird (1995).
Figura 3.3: Campo de estabilidade do manganês em função das condições de pH e Eh a
temperatura 25°C, pressão 1 atm, no sistema Mn-SCO2.H2O Modificado de Hem (1972).
53
Figura 3.4: Solubilidade da sílica e do alumínio em função do pH (modificado de Raiswell et.al.,
1980).
Tabela 3.3: Demonstração dos valores médios de pH nos diferentes meios aquosos.
Modificado de Mason (1971).
Meio aquoso
pH
Água do mar
8-9
Água subterrânea
5-9
Água dos rios
7
Fontes termais ácida
1-2
Água da chuva
6
3.3 Processos Primários Formadores de Depósitos de Manganês
Ao longo do registro geológico da Terra os depósitos de manganês são
geneticamente associados à atividade hidrotermal, aos processos de
intemperismo continental e sedimentares (Roy 1992, 1997, 2006; Varentsov,
1996; Robb, 2007; Pinho, 2009; Maynard, 2010). Estes processos estão
intimamente relacionados com a disponibilidade de oxigênio do planeta. De
acordo com Kasting (1978), somente no inicio do Paleoproterozóico foi que
houve grande disponibilidade de oxigênio na Terra favorecendo à deposição do
manganês na forma de compostos (Tab. 3.4).
54
Tabela 3.4: Evolução físico-química da atmosfera e hidrosfera durante o Precambriano.
Modificado e traduzido de Kasting (1978).
Estágio
I
II
III
IV
Tempo (Ga)
3.8-2.4
2.4-1.9
1.9-0.9
0.9-0.6
Atmosfera
Redutora
Oxidante
Oxidante
Oxidante
Redutora
Oxidante
Oxidante
Oxidante
Redutora
Redutora
Oxidante
Intermediária
Hidrosfera
(superficial)
Hidrosfera
(profunda)
Analisando a tabela 3.4 conclui-se que no Éon Arqueano e no início do
Paleoproterozóico (~2.4-2.4 Ga) a hidrosfera superficial era redutora. No início
do Paleoproterozóico as condições de oxigenação na Terra sofreram
modificações de grande magnitude, sobretudo na hidrosfera superficial e na
atmosfera.
Estas
condições
físico-químicas
certamente
foram
muito
importantes para a deposição de complexos associado ao manganês, tendo
em vista que grande parte dos depósitos manganesíferos precambrianos são
associados ao inicio do Paleoproterozóico (Fig. 3.5 e Tab. 3.5). Desta forma,
Veizer et. al. (1989) e Roy (2006) o Paleoproterozóico compreende a época
principal de deposição do manganês.
Na tabela 3.5 também pode ser verificada a abundância de depósitos
manganesíferos a partir do início do Paleoproterozóico quando comparado ao
Arqueano. De acordo com Roy (2006), os depósitos do Arqueano, além de
ocorrer em menor quantidade, apresentam menores volumes, quando
comparados com aqueles do Paleoproterozóico, que possuem grandes
volumes. Neste cenário, merece lugar de destaque as concentrações
manganesíferas do Fanerozóico. Associados a esse Éon, são de grande
relevância os depósitos de manganês de Nikopol e os depósitos mexicanos de
Molango, ambos depósitos de classe mundial e associados a processos
sedimentares (Roy, 2006).
A seguir é realizada uma abordagem contextual sintética dos principais
processos formadores de depósitos manganesíferos.
55
Figura 3.5: Distribuição dos depósitos de manganês no tempo geológico. Observa-se que
aproximadamente entre 2.5 e 1.9 Ga é o período em que se concentraram grandes
quantidades dos depósitos de manganês no mundo. Modificado de Veizer et al. (1989).
Tabela 3.5: Distribuição dos principais depósitos de manganês no Tempo Geológico. Notar a
abundância destes depósitos a partir do inicio do Paleoproterozóico. Extraído de Roy (2006).
56
3.3.1.
Processo Hidrotermal-Singenético
Nesta classe de depósitos de manganês os processos genéticos estão
relacionados a fluidos de natureza hidrotermal com temperatura elevada
(Ederfield & Graves 1981; Roy, 1981; Zantop, 1981; Nicholson, 1990; Tsikos &
Moore, 1997; Robb, 2007; West Jr et al., 2008; Pirajno, 2009, dentre outros).
De acordo com esses autores, esse é o principal processo formador de
depósitos de manganês primário. Estes depósitos são considerados nesta
dissertação como hidrotermal-singenético, pois são oriundos de emanações
vulcânicas
submarinas
e
são
caracterizados
por
se
formarem
concomitantemente com suas encaixantes.
De acordo com muitos pesquisadores, a exemplo de Roy (1981), Fehn
(1986), Flohr (1992), Nicholson (1992), Hayashi & Rhazi (2003), Robb (2007),
Roy (2006), Pirajno (2009) e Maynard (2010), via de regra, os depósitos de
manganês hidrotermal-singenético são encontrados em ambientes de dorsais e
fumarolas do oceano profundo. Para Roy (1992, 1997), o quimismo das
encaixantes dos depósitos de manganês é compatível com rochas de ambiente
MORB (Midlle Oceanic Rift Basalt), sugerindo associação genética desses
depósitos com dorsais oceânicas. Depósitos de manganês hidrotermalsingenético clássicos associados com dorsais oceânicas recentes são os
centros de espraiamento de Galápagos no Oceano Pacífico (Moore & Vogt,
1976; Fehn, 1986), do Golfo de Aden (Cann et. al., 1977), e os depósitos de:
Atlantis II Deep, Nereus Deep, Thetis Deep (Bignell et. al., 1976a; Bäcker &
Schoell, 1972; Bonatti et. al.1972b; Bischoff, 1969, Roy, 1992) no mar vermelho
(Tab. 3.6). Maynard (2010) defende que os depósitos hidrotermais singenéticos
de idade paleoproterozóica também abrigam grandes volumes desse elemento.
Além do manganês, depósitos primários de Fe e Cu também estão
associados com processo hidrotermal-singenético e, tanto para o Mn quanto
para o Fe e Cu nestes depósitos são freqüentes baixos valores de Al, Ti e Th
(Boström, 1973; Boström et. al., 1974; Dymond & Veeh, 1975; Boström et. al
1976; Boström, 1976a,b; Elderfield et. al., 1977; Rona 1978; Buehn et. al.,
1992; Choi & Hariya, 1992; Canet et. al., 2005; Price & Pichler, 2005; Robb
2007; Roy 2006; Shah & Moon, 2007; Maynard, 2010).
57
Tabela 3.6: Depósitos de manganês hidrotermal-singenéticos recentes formados por centros
vulcânicos submarinos e fumarolas. Modificado de Roy (1981).
Depósitos
Minerais de Manganês
Dorsal meso-oceânica do Atlântico, 23N (Thompson
Todorokita
et al., 1975)
Centro de espraiamento do Galapagos, Oceano
Todorokita, birnessita
Pacífico. (Moore & Vogt, 1976)
Golfo do Aden. (Cann et al., 1977)
Todorokita, birnessita
Mar Vermelho: Atlantis II Deep, Nereus Deep, Thetis
Óxidos de Manganês
Deep. (Bignell et al., 1976a; Bäcker e Schoell, 1972;
Bonatti et al., 1972b; Bischoff, 1969)
Ponto quente de Niimi, Japão. (Hariya, 1961)
Pirolusita
Vale salino, California. (Hewett e Fleischer, 1960)
Criptomelana
Uma associação comum entre Au, Ag, silicatos e carbonatos
manganesíferos (rodonita, tefroita, alleghonyita e rodocrosita) pode ser
encontrada nestes ambientes oceânicos (Sidorov et al., 1976; Andreasson et
al. 1987). Uma distribuição zonal de minerais de manganês e outros metais é
sugerida por Roy (1981), Tsikos & Moore, (1997) e Elagami et al. (2000). De
acordo com esses autores, nas porções mais profundas dos depósitos minerais
de manganês hidrotermal-singenético é possível a ocorrência de uma
mineralogia constituída por rodocrosita, rodonita, tefroíta e alabandita em
associação com metais base (Cu, Pb, Zn), sulfetos, ouro e prata. Com o
acréscimo das soluções hidrotermais em direção à superfície, ou seja, nas
zonas mais rasas, a mistura com fluidos descendentes oxigenados torna-se
bastante significativa e as associações criptomelano-psilomelano-pirolusitacoronadita (óxidos de manganês de alta valência) se formam em função da
oxigenação e do decréscimo da temperatura (Roy, 1981).
Os modelos mais antigos relacionados com a gênese dos depósitos de
manganês em dorsais oceânicas remontam os trabalhos experimentais de
Krauspkopf (1956), que sugerem que nesse modelo o manganês e alguns
metais são lixiviados de lavas máficas por ácidos diluídos em diferentes
temperaturas. Por outro lado, experimentos realizados por Varentsov &
Stepanetes (1970), além das considerações de Elgami (2000), sugerem que a
lixiviação desses metais em rochas vulcânicas basálticas, pela água do mar,
ocorre em baixas temperaturas. De acordo com esse modelo, a lava quando
58
expelida explosivamente gera fraturas de resfriamento que facilitam o processo
de lixiviação pela água do mar.
Para Roy (1981, 2006), Robb (2007), Pirajno (2009) e Maynard (2010)
são dois os mecanismos de derivação do Fe, Mn e Si nas dorsais oceânicas: (i)
por lixiviação desses metais nas lavas extrudidas, como sugerido por
Krauspkopf (1956), em um ambiente mais acidificado e reduzido da água do
mar, (ii) circulação de água através de fraturas profundas em centros de
espraiamentos ativos ou em áreas com alto fluxo de calor, resultando na
lixiviação e enriquecimento nesses metais (Fehn, 1986; Robb, 2007; Maynard,
2010, Fig. 3.6)
Figura 3.6: Modelo ilustrativo explicando a formação de depósitos de ferro e manganês do
tipo hidrotermal-singenético através da interação da água do mar e basaltos dos centros de
espraiamanto dorsais gerando fumarolas ricas nestes metais. Modificado de Roy (1981).
59
Por outro lado, para Corliss et. al. (1978), a formação dos depósitos
hidrotermais-singenéticos nas zonas de separação de placas está relacionada
aos sedimentos siliciclásticos que repousam diretamente sobre os basaltos
oceânicos. Neste modelo, o fluxo de calor transferido da base dos sedimentos,
pelo sistema de convecção que ocorre nos basaltos é que estabiliza
lentamente a água enriquecida nos metais. Enquanto o sedimento lamoso rico
em ferro é formado relativamente em condições redutoras, os óxidos de
manganês depositam-se somente em condições oxidantes, quando os fluidos
hidrotermais foram misturados com do mar mais rica em oxigênio (Lyle, 1976,
Natland et. al., 1979; Williams et al., 1979, Robb, 2007; Roy, 2006). Para
Corliss et. al. (1978), além de explicar a geração dos depósitos Galápagos,
este modelo também é adequado para explicar a formação dos depósitos no
Golfo do Aden, (Glasby et al., 1971; Cann et al., 1977) e aqueles da dorsal
Meso Atlântica na latitude de 37°N (Hoffert et al., 1978). Em contraposição,
Fehn (1986) defende que a deposição do manganês em Galápagos é
controlada essencialmente pela distribuição do fluxo de células de convecção
hidrotermal próximo aos centros de espraiamentos. Neste estudo, este autor
entende que a deposição do manganês é controlada por processos de mistura
de células de convecção localizadas em fraturas desconectas com a água do
mar com aquelas células mais aquecidas circundantes conectas com a água do
mar.
Com uma abordagem litogeoquímica, Khan (1996) compara os padrões
médios de elementos do grupo Terras Raras (Fig. 3.7) em amostras de: (i)
fluidos hidrotermais, representada pelo número 1; (ii) média da água do mar,
representada pelo número 2; (iii) razão fluido hidrotermal/água do mar, na
razão 1:1.000, representada pelo número 3; e (iv) nesse diagrama pode ser
representada a similaridade entre as amostras 4 e 5, ambas representa o
padrão de bandas de quartzo e hematita retirados de formações ferríferas,
respectivamente. Essa similaridade sugere a participação de fluidos marinhos
oceânicos na gênese das formações ferríferas do depósito estudado pelo autor.
Estas interpretações genéticas podem ser extrapoladas aos depósitos de
manganês, tendo em vista a forte associação entre as formações ferríferas e
rochas ricas em manganês produzidas nesse ambiente (Tsikos & Moore,
1997).
60
Figura 3.7: Padrão dos Elementos do grupo Terras Raras das bandas de chert (gráfico a,
número 4) e bandas de hematita (gráfico b, número 5) comparado com: 1) Água hidrotermal x
4
4
10 , média de três análises de fluidos hidrotermais x 10 (Klinkhammer et al. 1994), 2) Média da
6
água do mar x 10 , dados de Goldstein & Jacobsen (1988); 3) Sistema fluido hidrotermal/água
do mar, em uma razão de 1:1000. Todos os dados estão normalizados segundo o padrão
NASC (North American Shale Composite, definido por Gromet et. al, 1984). Modificado de
Khan (1996).
3.3.2.
Processo Sedimentar
O ciclo relacionado com processo sedimentar inicia-se com a liberação
do metal a partir de uma ou várias fontes e prossegue com transporte e
deposição de sedimentos em uma bacia. De acordo com Roy (1988, 1997,
2006), os principais ambientes atuais de formação desses depósitos são o mar
profundo, ao passo que os depósitos arqueanos e proterozóicos teriam sido
formados nas margens de bacias marinhas.
De acordo com Roy (1981, 1992), o processo sedimentar pode ser
classificado como: (i) sedimentar não-vulcanogênico, que está relacionado aos
depósitos cujos sedimentos possuem derivação continental (Mukhopadhyay et.
al. 1997); (ii) sedimentar vulcanogênico, cuja fonte dos metais é vulcanogênica,
porém o depósito hospeda-se geralmente em litotipos sedimentares.
O processo de maturação do depósito sedimentar não-vulcanogênico
inicia-se com o intemperismo das rochas continentais, sendo estas fontes
primordiais dos metais (Roy, 1981 e 2006). De acordo com esses trabalhos,
com o avançar do intemperismo o manganês é lixiviado e transportado até
acumular-se nas bacias marinhas ou mesmo em suas margens. Neste universo
61
as condicionantes para o transporte e deposição do manganês são: (i) os
fatores externos, como ação microbacteriana, morfologia do relevo, clima, ação
da tectônica, regime pluviométrico; (ii) os fatores físico-químicos associados
com a estabilidade do manganês (Calvert & Pedertsen 1996; Buhn &
Stanistreet 1997; Roy 1997, 2006), que foi apresentado e discutido no item 3.2.
De acordo com Roy (1981), a depender da natureza do processo de
alteração
intempérica,
o manganês e
o ferro
podem
ser lixiviados
simultaneamente das rocha-fontes ou podem ser lixiviados um em detrimento
do outro devido à diferença dos seus raios iônico. Nesse sentido manganês,
em ambiente com pH menor do que 5,5 o manganês por exemplo, poderia ser
lixiviado por possuir maior raio iônico e potencial iônico intermediário. Conforme
Mohr (1965) e Varentsov (1964), situações climáticas quentes e áridas são
bastante favoráveis para maturar zonas de intemperismo que podem liberar o
manganês para a solução. Entretanto, a participação de matéria orgânica pode
aumentar a mobilidade do manganês consideravelmente.
Um exemplo de depósito manganesífero que foi interpretado como
sedimentar não-vulcanogênico é Nikopol, do Oligoceno. De acordo com
Ostwald & Bolton (1992), Öztürk & Hein (1997) e Biondi (2003), este depósito é
caracterizado por apresentar camadas com carbonatos e óxidos de manganês
que se estendem por várias dezenas de quilômetros, com espessuras que
variam entre 2 a 3,5 m. Os sedimentos foram depositados em uma plataforma
de águas rasas, com presença de arenitos argilosos, argilitos, além de
camadas de carbonatos e óxidos manganesíferos. Segundo Biondi (2003), nas
zonas mais rasas da plataforma o manganês é do tipo óxido, variando para
carbonato em direção às zonas mais profundas do depósito. As características
dos litotipos presentes e a ausência de rochas vulcânicas seriam os principais
argumentos para uma gênese sedimentar não-vulcanogênica.
Outro
importante
depósito
de
manganês
sedimentar
que
foi
interpretado como não-vulcanogênico é o de Groote Eylandt, Austrália, de
idade cretácea (Varentsov, 1996). Relacionados também a este modelo de
depósitos, Roy (1981) cita os exemplos precambrianos brasileiros, como as
ocorrências do Quadrilátero Ferrífero, Serra do Navio e Urucum, além dos
depósitos das Guianas, Índia e China. De acordo com aqueles autores, todos
esses depósitos possuem como fatores em comum a mineralização de
62
manganês intimamente associada com rochas terrígenas e vinculada à
deposição de carbonatos, arenitos, argilito e margas.
De acordo com Roy (1981) e Fehn (1986), os depósitos sedimentares
vulcanogênicos são aqueles que exibem inter-estratificações de rochas
sedimentares, com presença subordinada de rochas vulcânicas. Comumente
são depósitos poucos expressivos no contexto mundial. Forma corpos
acamadados com rochas sedimentares e, ao mesmo tempo, possuem
derivação dos metais a partir de soluções hidrotermais relacionadas com
vulcanismo submarinho (Roy 1981, 1997, 2006). Nesse caso, os fluidos
hidrotermais ricos em manganês são expelidos em dorsais meso-oceânicas, ou
mesmo em centros de espraiamento, e são transportados por quilômetros de
distância por correntes marinhas até encontrar condições físico-químicas
particulares para que haja a deposição do metal. Exemplos de depósitos
interpretados como desse tipo são os de Kalafa, Rifte norte do Afar, na Etiópia
(Bonatti et. al. 1972) o complexo ofiolítico Apennine, Itália (Bonatti et. al., 1976;
Roy 1997). Mancini et. al. (2000) propôs um modelo sedimentar vulcanogênico
para o depósito do sudoeste da Finlândia. Neste depósito finlandês são
descritos silicatos manganesíferos intercalados com metachert, que estão
associados com anfibolitos metavulcânicos (Fig. 3.8). De acordo com o referido
autor, toda a sequência encontra-se metamorfisada em condições de
temperatura e pressão de 740±30°C e 4 à 5 kbar, respectivamente. Para
Mancini et al. (2000), compreende uma sequência litológica oriunda de
hidrotermalismo submarinho que foi metamorfisada junto com os sedimentos
carbonáticos e siliciclástico na região abissal. O anfibolito possui como
acessórios minerais como fayalita, quartzo, ferrosilita, pirrotita, magnetita e
grunerita. Por outro lado, as rochas calcissilicáticas são compostas por calcita,
dolomita, siderita, diopsídio, tremolita, fayalita e quartzo. As lentes ricas em
silicatos
de
manganês
manganocummingtonita,
consistem
manganogrunerita,
de
rodonita,
espessartita,
piroxmangita,
tefroíta
com
rodocrosita, manganocalcita, pirrotita e magnetita.
63
Figura 3.8: Esboço metalogenético simplificado do depósito de manganês sedimentar
vulcanogênico do sul da Finlândia, proposto por Mancini et al. (2000).
3.4 Processos Secundários Enriquecedores de Depósitos de Manganês
Alguns
processos
muitas
vezes
são
os
responsáveis
pela
reconcentração do manganês e, em algumas situações, também pode formar
depósitos minerais (Roy, 1981, 1992, 2006; Varentsov, 1996; Maynard 2010).
Em geral são de dois tipos: (i) aqueles formados por conseqüência de
processos supergênicos; e (ii) aqueles oriundos de processos hidrotermais
epigenéticos. A seguir ambos os processos serão sucintamente caracterizados.
3.4.1. Processo Supergênico
a) Conceitos
Atualmente os produtos do processo supergênico representam os
hospedeiros da maior parte do minério de manganês do mundo (Varentsov,
1996; Roy, 2006). O modelo de mineralização supergênica é baseado,
principalmente, nos parâmetros ligados à questão da maturação de um perfil de
intemperismo (Delvigne, 1981; Freyssinet 2005; Costa, 2010; Vasconcelos,
2010), que dependem dos fatores climáticos, da ação dos agentes tectônicos,
bem como de aspectos geomorfológicos e da rocha hospedeira. A atuação
desses agentes, em conjunto, pode levar à concentração do manganês a partir
64
de rochas com baixo teor nesse elemento, como por exemplo, folhelhos, xistos,
calcissilicáticas, gonditos, granulitos, queluzitos e carbonatos.
De acordo com Russel (1994), e Robb (2007), na maior parte dos
ambientes da superfície da Terra, as águas subterrâneas têm pH entre 5 e 9 e,
como descrito no item 3.2, essa é uma condição para a permanência do
manganês nesses ambientes. As principais reações do intemperismo químico
são hidrólise e oxidação.
A International Society of Soil Science define intemperismo como uma
parcial ou completa transformação, isovolumétrica ou não, de rochas, solos ou
sedimentos acompanha com mudanças de cor, textura, dureza e forma
(Delvigne, 1975; Stoops et. al. 1979). Durante o intemperismo de uma rocha os
minerais primários, de origem sedimentar, magmática ou metamórfica, são
destruídos e substituídos por fases minerais mais estáveis, geralmente
associada com o aumento de porosidade (Delvigne 1998).
A Figura 3.9, extraída de Toledo et. al. (2000), resume a relação entre
evaporação intensidade do intemperismo com temperatura, pluviosidade e
vegetação. Em regiões de alta precipitação, temperatura de 25°C e potencial
de evaporação razoável, o perfil de alteração intempérica é mais evoluído,
geralmente em forma de cone. Em contraposição, nas regiões desérticas
quase não se observa o intemperismo químico devido à baixa precipitação
pluviométrica anual. A figura 3.10, por sua vez, demonstra as relações entre
topografia e intensidade de intemperismo. Nos platôs, onde que há boa
infiltração e circulação de água, o intemperismo químico é favorecido. O
inverso ocorre em cristas e vertentes bem escarpas das em que há baixa
infiltração desfavorecendo ao intemperismo químico.
65
Figura 3.9: Relação da intensidade de intemperismo nas diferentes condições climáticas.
Modificado de Toledo et. al. (2000).
Figura 3.10: Influencia da topografia na intensidade do intemperismo. Em A o perfil intempérico
é maduro, B moderadamente maduro e C imaturo. Extraído de Toledo et. al. (2000).
Fatores estruturais como falhas, fraturas, dobras e foliações favorecem à
infiltração e à circulação de água no perfil de solo. Neste caso, a reciclagem de
água no perfil de alteração é um fator que influencia a alcalinidade desse
66
componente, mantendo-a com pH neutro a levemente básico. Para o caso dos
depósitos de manganês supergênico, sistemas como este são de grande
relevância, pois favorecem a manutenção do manganês no perfil de alteração e
permitem uma maior mobilidade da sílica e dos elementos alcalinos da rocha
matriz.
Segundo Delvigne (1981), em uma rocha submetida à alteração
intempérica podem-se distinguir três grandes zonas ou microsistemas, que
normalmente aparecem em ordem crescente de alteração: (i) microssistema de
contato; (ii) microsistema plásmico; (iii) microsistema fissural. O microsistema
de contato restringe-se ao estágio inicial de alteração, quando os minerais
primários ainda estão preservados. O microsistema plásmico é subsequente ao
anterior, correspondendo um estágio mais avançado, onde os minerais
começam a se transformar em um plasma (ou pedoplasma), que pode ser
argiloso, hematítico ou silicoso. O microsistema fissural aparece nas rochas
profundamente alteradas com a multiplicação e alargamento generalizado das
fissuras, poros e canais nos quais as águas circulam rapidamente. Na tabela
3.1 pode ser encontrado a lista dos principais minerais de manganês associado
com perfis lateríticos.
Muito comum no microsistema de contato são as feições de
pseudomorfose e estruturas do tipo box work em que o mineral primário é
parcialmente substituído pelo mineral secundário. De acordo com Delvigne
(1981), a substituição ocorre principalmente associada aos planos de fraqueza
(fratura e clivagem) do mineral hospedeiro quando submetido ao ataque
químico durante a fase inicial de alteração. O resultado é a produção de
material amorfo com neoformação de hidróxidos, podendo ocorrer calcedônia
associada. Quanto menos avançado o processo de alteração mais as feições
de substituição serão preservadas.
Os principais trabalhos que reportam as alterações intempéricas e
formação de pseudomorfos de minerais silicáticos e carbonáticos estão
associados com a formação de saprólitos de rochas máficas, ultramáficas, bem
como granitos, gnaisses e xistos, podendo ser citados os trabalhos de
Chatterjee (1961), Beater & Frankel (1965); Kostov (1977), Hawker &
Thompson (1988), Delvigne (1998).
67
A figura 3.11 ilustra um exemplo de pseudomorfismo em um grão de
olivina. Neste caso, em direção aos domínios de maior alteração intempérica,
há formação de hidróxido de ferro e de material amorfo e silicoso. O processo
de alteração inicia-se nos planos de clivagem e bordas do mineral, até a
substituição quase completa do mineral primário.
Figura 3.11: Exemplo de formação de pseudomorfose a partir de grãos de olivina. a: grão de
olivina em estágio preliminar de alteração, cristalização da esmectita em lamelas orientadas ao
longo de fissuras do mineral primário; b: alteração progressiva da olivina em hidróxidos de
ferro. Os resíduos são irregulares e denticulados separados das paredes ferruginosas por
espaços vazios em estrutura box work; c: estágio mais evoluído de alteração evoluído da
olivina formando material férrico silicoso.
Uma classificação corrente é a individualização de domínios do perfil de
alteração em função de proporção de distribuição da rocha parental, podendo
ser identificadas isoalteritas e aloalteritas. O termo isoalterita é utilizado para
designar o nível do perfil do solo em que as características da rocha mãe ainda
estão preservadas e onde predominam microssistemas de contato e plásmico
de Delvigne (1998), descrito anteriormente, ao passo que nas aloalteritas as
características da rocha parental não são mais encontradas predominando o
microssistema fissural (Delvigne 1998). No processo de transformação de
isoalterita em aloalteritas há substituição parcial a total dos elementos
mineralógicos da trama original, podendo ocorrer pseudomorfismo.
A alteração intempérica leva à formação de solos. De acordo com Castro
(2008) que são os constituintes essenciais do solo são: (i) poros, ou os vazios,
que são orifícios ou aberturas desprovidos de materiais sólidos que atuam de
diferentes formas, capazes de reter líquidos (soluções) e/ou permitir sua
percolação, bem como a passagem de ar (gases) de animais raízes, por
exemplo; (ii) O esqueleto, que é formado por partículas maiores que 2 μm,
granulometricamente classificadas como areia e silte (ou limo). Constitui-se de
minerais primários (quartzo, feldspatos, micas, por exemplo), embora em
68
alguns casos certas feições pedológicas, como por exemplo nódulos, possam
apresentar-se em abundância e se comportar como esqueleto (pseudo-areia ou
pseudo-silte); (iii) O plasma, que é composto por partículas menores que 2 μm,
granulometricamente classificadas como fração argila. O plasma pode conter
minerais argilosos, matéria orgânica, sais, óxidos e hidróxidos. Algumas vezes,
porém, o forte grau de cristalização do plasma pode atingir dimensões maiores
que 2 μm, com formação da gibbsita, quartzo, óxido de ferro (Delvigne 1998),
sendo nesse caso chamado de cristaliplasma, ou plasma crístico.
O avanço do processo de alteração pode levar ao desenvolvimento de
um perfil laterítico com a formação dos microssistemas plásmico, associado
com plasmas desenvolvidos em isoalteritas, e fissural, relacionados com
fraturas geradas no estágio mais avançado de alteração intempérica, com
formação de aloalteritas (Delvigne 1998). Na literatura existem-se vários
exemplos de processos de alteração intempérica que levam à formação de
perfil desse tipo, podendo ser citados as publicações de Merino et. al. (1993),
Delvigne (1998), Nahon & Merino (1997) e Stoops et. al. (2010). Com relação
ao microssistema plásmico, podem ser individualizados o alteroplasma, que é o
plasma, constituído por partículas microcristalinas geradas a partir da alteração
de minerais primários em que o tamanho e o volume original é mantido
(pseudomorfose) (Delvigne 1998). No estágio de alteração intempérica mais
avançada pode ser encontrado o pedoplasma (Delvigne 1998) que é exemplos
de depósitos supergênicos no mundo.
Um exemplo de um perfil laterítico maduro e mineralizado em manganês
pode ser observado na mina de manganês do Azul, localizada na Província
Mineral de Carajás, no Estado do Pará (Figura 3.12). Nesta mina o perfil
laterítico é profundo (inferior a 100m), bem desenvolvido, com espesso
horizonte argiloso, que foi gerado pela alteração intempérica de siltitos
vermelhos e brancos portando lentes manganesíferas, que compreende a zona
saprolítica. De acordo com a figura 3.12, do topo para base, este perfil, é
formado pelos seguintes horizontes:
(i)
Os materiais de desagregação, que compreende um material
detrítico de coloração marrom, podendo conter esferolitos nodulares;
(ii)
Crosta laterítica bauxítica formada por óxidos-hidróxidos de
ferro e manganês (hematita, goethita, criptomelana, litioforita, hollandita,
69
pirolusita, nsutita), além de gibbsita e caulinita, predominantemente composta
por material nodular, brechóide a carvenoso, onde desenvolve-se os solos
residuais, depósitos de tálus ou ainda materiais argilosos com esferolitos.
Ainda são observados blocos compactos manganesíferos formados por
criptomelana, os quais representam fortes indicadores da mineralização
manganesífera subjacente e adjacente. Ao microscópico, estas crostas se
apresentam criptocristalinas a microcristalinas, com aspectos de massas
compactas ou esferoidal, pisolítica e ainda tipo brechada;
(iii)
Horizonte argiloso espesso (variando de 20-30 metros),
composto por um material areno-argiloso amarelado, por vezes escuro,
parcialmente desagregado, contendo um domínio relevante de óxido-hidróxido
de manganês (OH-Mn);
(iv)
Zona saprolítica, localizada na base do perfil laterítico, com a
presença de corpos siltosos, argilosos, vermelhos e amarelados;
(v)
A rocha-sã consiste de um empacotamento de siltitos e pelitos
com mudstones intercalados ricos em manganês (até 15% MnO). Camadas de
carbonatos manganesíferos e/ou de hidróxido de manganês e matéria orgânica
também estão presentes.
Figura 3.12: Perfil laterítico simplificado para o depósito de manganês do Azul, Carajás.
Extraído de Costa et. al. (2006).
70
Outro exemplo de depósito supergênico de manganês é o de Graskop,
África do Sul (Hawker & Thompson 1988). Nesta região, dolomitos
manganesíferos foram submetidos ao intemperismo dando origem a binerssita
e criptomelana. O produto desta alteração é uma rocha texturalmente porosa a
esqueletal, apresentado microestrutura do tipo esponja (Hawker & Thompson
1988). Segundo os mesmos autores, neste depósito os fatores mais
importantes que contribuíram para a alteração intempérica efetiva dos minerais
parentais foram planos de fratura e as clivagens dos minerais, a composição
química da rocha, do fluido e os espaços intergranulares dos dolomitos. De
acordo com os autores, o intemperismo desenvolveu-se ao longo desses
condutos dissolvendo e removendo a dolomita, criando, assim, novas
porosidades. Como resultado do intemperismo tem-se uma rocha porosa rica
em óxido de ferro e manganês. Neste processo, MnO, Fe 2O3, K2O, SiO2 e
Al2O3 foram concentrados residualmente e CaO e MgO foram lixiviados (Tab.
3.7). Nesta
tabela é
pode-se
notar que
o dolomito manganesífero
(protominério) possui teores de 1.72% de MnO e que com a supergênese
houve a formação de um minério de manganês residual com 26,5 a 37,01% de
MnO.
Tabela 3.7: Análise química total do dolomito inalterado e das rochas do depósito de
Manganês residual de Graskop, África do Sul. Modificado de Hawker & Thompson (1988).
Amostra
Fe2O3
MnO
CaO
K2O
SiO2
Al2O3
MgO
LOI
Total
Dolomito
0.65
1.72
29.2
<0.01
0.90
0.14
20.9
46.1
99.6
Mn Residual (1)
10.2
26.5
10.94
1.80
10.1
5.62
7.1
26.3
98.9
Mn Residual (2)
10.96
31.58
0.64
1.66
15.6
5.13
0.59
31.4
97.1
Mn Residual (3)
19.36
37.01
0.06
3.40
15.3
8.43
0.53
12.2
97.0
Ainda na África, na região de Postmasburg, no Cráton de Kaapvaal,
localiza-se um dos distritos mais produtores de manganês e ferro no mundo
(Villiers, 1983; Varentsov, 1996; Evans, 2001). Neste distrito foram identificadas
reservas da ordem de 3 bilhões de toneladas de minério de manganês com
teor médio da ordem de 35% (Gutzmer & Beukes, 1996; Varentsov, 1996 e
Evans, 2001). A mineralização ocorre nos sedimentos metamorfisados do
71
Supergrupo Transvaal (2500-2100 Ma) que contém aproximadamente 12 km
de espessura e sofreram supergênese (Varentsov, 1996). Este Supergrupo é
formado pelos grupos Ghaap, Olifantshoek e Postmasburg. O Grupo Ghaap,
onde se encontra o minério de manganês, corresponde a uma unidade
sedimentar química formada por rochas carbonáticas e siliciclásticas interacamadadas, além de dolomitos e formações ferríferas Evans (2001). O
minério de manganês ocorre associado aos dolomitos, mais precisamente no
Subgrupo Campbellrand. De acordo com Varentsov (1996), a acumulação
singenética do manganês seria de dois tipos: (a) o minério associado a margas
manganesíferas com dolomitos, estromatólitos e folhelhos na parte inferior; (b)
minério associado a duas camadas de óxido-hidróxido de manganês com cerca
de 1m de espessura, composto essencialmente de psilomelano, e porções
subordinadas de pirolusita, jacobsita, hausmmanita e hematita no topo da
formação. O conteúdo de manganês do minério supergênico do tipo óxidohidróxido é de 40% de Mn e 25-27% de Fe. As margas manganesíferas
(protominério) contêm 3-10% de Mn e 5-15% de Fe.
De acordo com Kim (1980) e Varentsov (1996) no depósito de
manganês de Janggun, na Coréia, a mineralização de manganês supergênico
é superficial, atingindo no máximo valores de 50 metros de profundidade. A
mineralização é errática e sempre associada com protominérios, que neste
caso contêm rodocrosita (Fig. 3.13).
Figura 3.13: Seção geológica do depósito de manganês de Janggun, Coréia.
Note o formato errático da mineralização, sua profundidade, além da
associação do minério com o protominério quelusítico. Modificado e traduzido
de Varentsov (1996).
b) Exemplos na Seqüência Metavulcanosedimentar Caetité-Licínio de
Almeida
A Mina de manganês de Bandarra, que foi estudada por Machado
(1983), a mineralização está inserida no contexto do relevo serrano da
72
Cordilheira do Espinhaço, que foi nivelada por superfície de erosão Sul
Americana, de provável idade Terciária (King, 1956). Para Machado (1977), da
base para o topo na mina de Bandarra podem ser descritos: (i) mica xistos,
com espessura de cerca de 500 metros que no topo apresentam intercalações
centimétricas com quartzitos e mica xistos com impregnação de manganês; (ii)
formação ferromanganesífera fáceis óxido-carbonato, que possui espessura
entre 5 a 6 metros; (iii) mica xistos, anfibolitos e quartzitos micáceos. Nesta
mina os teores de manganês são da ordem de 45-55% (Machado, 1983). De
acordo com o referido autor, o minério de manganês desta localidade é do tipo
primários, metamórfico lenticular e secundário do tipo supergênico residual. O
manganês supergênico ocorre associado com a formação ferromanganesífera
na forma de lentes ou formando camadas descontínuas de manganês, com
variação lateral e vertical de espessura. Os minerais de manganês destas
rochas dividem-se, principalmente, entre metamórficos e secundários. Os
minerais metamórficos são: (i) óxidos, tais como jacobsita, hausmmanita I,
bixbyita e hematita; (ii) silicatos, como espessartita, tefroíta, anfibólios e mica
manganesífera; (iii) carbonatos, incluindo manganocalcita e manganodolomita.
Conforme Machado (1977) a mineralogia secundária formada em condições
superficiais é representada por hematita, hausmanita II, goethita e malaquita.
De acordo com Machado (1977, 1983), o depósito de Bandarra formou-se
inicialmente
durante
a
sedimentação
química
das
formações
ferromanganesíferas, onde houve a deposição de óxidos primários de
manganês de alta valência em temperaturas baixas, que se converteram para
óxidos de
baixa
valência
pela
elevação
da
temperatura durante
o
metamorfismo regional.
No Terciário, houve alteração supergênica dos protominérios de
manganês durante o ciclo de intemperismo/erosão Sul Americano, e, nesse
contexto formou-se uma associação de minerais secundários. Na mesma
região também se insere neste contexto, os depósitos de manganês da mina
de Barreiro do Campo, em Urandi (Borges, 2008). Segundo este autor, o
depósito manganesífero foi renconcentrado por processos supergênicos que
atuaram nos protólitos ricos em rodocrosita (queluzitos).
73
3.4.2.
Processo Hipogênico
Este tipo de processo relaciona-se às concentrações de manganês
geradas por enriquecimento posterior a deposição das suas encaixantes como
no processo supergênico, mas por fluidos hidrotermais salinos, magmático e/ou
conatos. Neste caso, o fluido mineralizante tem caráter ascendente, ou seja,
normalmente são fluidos que migram de regiões mais profundas para as mais
rasas. De acordo com Varentsov (1996), deste processo não derivam grandes
províncias manganesíferas, pois desencadeiam depósitos caracteristicamente
menos expressivos. Como mencionado anteriormente, o grande contingente de
manganês encontrado no mundo está relacionado a processos deposicionais
singenéticos, além da sua reconcentração por processos supergênicos.
Poucos exemplos de publicações abordam depósitos de manganês
hipogênicos, podendo ser citados os trabalhos de Kleyenstüber (1984), Miyano
& Beukes (1987), Gutzmer & Beukes (1995) no depósito de Postmasburg e o
depósito de Um Bogma (Elagami et. al 2000). O depósito de Postmasburg está
localizado na Província Manganesífera do Cape, África do Sul, com reservas
estimadas de 3 bilhões de toneladas de minério de manganês com teores de
entre 20-48% (Taljaardt, 1982; Gutzmer & Beukes, 1996; Varentsov, 1996 e
Evans, 2001). Entretanto, desses recursos somente 360 milhões de toneladas
compreendem os depósitos de manganês de alto teor que, de acordo com
Taljaardt (1982), têm teores acima de 40% de Mn. De acordo com
Kleyenstüber (1984), Miyano & Beukes (1987) e Gutzmer & Beukes (1995), o
minério de alto teor é derivado da alteração hidrotermal do minério sedimentar
de baixo teor, percussor da mineralização principal.
Um outro exemplo foi apresentado por Gutzmer & Beukes (1995), na
região de Kalahari. Nele são identificados dois tipos principais de depósitos: o
depósito sedimentar, de baixo teor; e o depósito hidrotermal de alto teor. De
acordo com os autores, o minério de manganês associado com o processo
sedimentar, também denominado de Mamatwan Ore, é diagenético. Este
minério normalmente está estabilizado em baixo grau metamórfico formado por
uma paragênese mineral constituída por carbonato, braunita I com hematita
subordinada, todos microcristalinos. Este depósito é caracterizado pela
preservação das estruturas sedimentares, além da presença abundantes
74
ovoids em carbonatos. Por outro lado, o minério hidrotermal, também chamado
de Wessels Ore, é formado por uma paragênese mineralógica constituída por
braunita II (ocorre a formação de uma nova braunita), bixbyita-hausmmanita e o
minério hausmanítico, além de uma frente de ferruginização considerável. De
acordo com Gutzmer & Beukes (1995), a passagem do Mamatwan Ore para o
Wessels Ore é bem marcada, sobretudo, por falhas normais e fraturas
mapeadas na área. São justamente nestas estruturas que são observadas as
principais reações de hidrotermalização. As principais feições deixadas por
essas reações são as frentes de ferruginização ou hematitização, as
transformações mineralógicas do minério primário (formação braunitaII,
bixbyita-hausmmanita e o minério hausmanítico), a obliteração das feições
sedimentares iniciais das camadas manganesíferas do Mamatwan Ore, a
formação de uma porosidade no minério de alto teor, processos de lixiviação
de sílica e carbonato, além do crescimento acentuado no tamanho dos
minerais de ganga e minerais de minério. A tabela 3.8 apresenta as análises
químicas do minério primário (Wessels Ore) e hidrotermal (Mamatwan Ore).
Nesse caso é interessante observar que o processo hidrotermal reconcentrou o
depósito manganesífero aumentando em 12,6% em teores de manganês e
lixiviou o ferro reduzindo em 5%. Em contrapartida, a alteração hidrotermal foi
responsável pelo crescimento nos valores de SiO2 e CaO.
Tabela 3.8: Comparação composicional de análise química dos principais elementos do
minério de manganês sedimentar de baixo teor (Wessels Ore) e o minério hidrotermal de alto
(Mamatwan Ore). Extraído de Gutzmer & Beukes (1995).
Wessels Ore (%)
Mamatwan Ore (%)
Mn
38.4
51.0
Fe
10.5
5.0
SiO2
3.8
5.9
CaO
0.4
3.3
MgO
-
0.3
3.5 Metamorfismo de Depósitos de Manganês e Rochas Associadas
Muitos depósitos de manganês primários de idade pré-cambriana foram
submetidos a processos metamórficos, os quais passaram por diversas
transformações mineralógicas, químicas e texturais. Nesse contexto, diversos
minerais metamórficos de manganês são gerados, podendo ser citados como
75
os mais comuns: bixbyita, braunita, hollandita, espessartita, hausmmanita,
manganosita, além de jacobsita, vredenburgita, dentre outros.
A quantidade de estudos associado com o metamorfismo de rochas
ricas em manganês é muito inferior quando comparado aos estudos para as
seqüências ferríferas bandadas, podendo ser citados alguns trabalhos como os
de Faulring et. al. (1960), Hahn & Muan (1960), Fleischer (1960), Fleischer &
Richmond (1943), Wadsley (1950a, b), Roy (1981), além das publicações de,
Miyano & Beukes (1987), Dasgupta et. al. (1989, 1990), Delian et. al. (1992),
Buhn et. al. (1995), Gutzmer & Beukes (1996) e Dasgupta (1997).
O estudo das transformações minerais durante o metamorfismo de
rochas ricas em manganês vem sendo realizado desde meados do século
passado e os primeiros estudos estão sumarizados na figura 3.14. Nela pode
ser verificado que as fases minerais de temperatura inferior a 500°C são:
criptomelana, pirolusita, nsutita, birnessita, pirocroita, groutita, manganita e
rodocrosita. Entre 450-750°C, em condições de fáceis anfibolito, tem-se
bixbyita, holandita, jacobsita e/ou vredenburgita. Acima de 750°C, apenas a
hausmmanita é estável. De acordo com Roy (1981), nos depósitos de
manganês as principais mudanças mineralógicas que ocorrem durante o
metamorfismo estão relacionadas com a transformação de óxidos de
manganês de alta valência (estáveis em baixa temperatura), para óxidos de
manganês baixa valência (estáveis em altas temperaturas), (vide tabela 3.1).
Como exemplo tem-se a presença de minerais metamórficos em diversos
depósitos da literatura, como é o caso dos depósitos da India, do Kalahari
(África do Sul), Noda-Tamagawa (Japão), Azul (Brasil) (Roy, 1981 e Dasgupta
et al., 1989, 1990).
Figura 3.14: Transformação de óxidos e carbonatos de manganês com o aumento da
temperatura. Fonte: Roy (1981).
76
Huebner (1967) estudou as relações metamórficas de minerais de
manganês através de grades petrogenéticas usando como componentes MnOSiO2-CO2-O2 e a pressão constante de 2kbar. Os resultados podem ser
sumarizados na figura 3.15. Como pode ser notado no tetraedro (ramo superior
esquerdo), nessas condições a pirolusita é estável em ambientes com alta
fugacidade de O2 (-6<logfO2<0) e em uma faixa de temperatura que chega ao
máximo a 480°C. Nessa mesma figura, a braunita forma-se sob duas
condições distintas. A primeira ocorre em uma faixa restrita de temperatura
(observe o polígono formado pelas curvas de reação bivariante na linha 6 e 20
da figura 3.15) com temperaturas entre 320-480°C e logfO2 entre -7,7 e -5,7. A
segunda faixa de estabilidade da braunita ocorre no polígono delimitado pelas
curvas de reação bivariante identificada pelos números 2, 21 e 22 da mesma
figura, em temperaturas entre 400°C e 1000°C e logaritmo da fugacidade de
oxigênio entre -0,3 e 7,7. Neste campo pode haver a formação da braunita ou
mesmo hausmmanita a depender das variantes de O 2 e SiO2. A hausmmanita
forma-se em condições com déficit de sílica e com presença de oxigênio. Já a
braunita é estável somente em sistemas com presença de sílica e ausência de
oxigênio. A estabilidade da rodocrosita é uma função da oscilação do logaritmo
da fugacidade de oxigênio. Em condições onde o logaritmo da fugacidade é
maior que -8 a rodocrosita é estável sob temperatura variando entre 320480ºC. Porém, quando o valor deste logaritmo atinge a faixa de -13 e -24,6 a
rodocrosita pode ocorrer em uma faixa de temperatura entre 420-770°C.
Uma lista de possíveis associações metamórficas está organizada na
tabela 3.10. Apesar da ampla mineralogia metamórfica relacionado com o
manganês, neste trabalho será dada ênfase aos estudos do campo de
estabilidade da espessartita e da jacobsita, minerais metamórficos encontrados
nas rochas estudadas na mina Lagoa D’anta.
Sobre o campo de equilíbrio da jacobsita, ainda não há trabalhos
conclusivos que definam área de estabilidade considerando todas as variáveis
encontradas nos ambientes naturais. Aliás, esta afirmação é válida para todos
os minerais de manganês (Dasgupta et. al. 1989), embora, como mostrado
anteriormente, existam raros trabalhos que sugerem o campo de estabilidade
destes minerais considerando quatro ou cinco variáveis (Roy, 1981). Na
representação da figura 3.14, a jacobsita forma-se através da reação
77
metamórfica de óxidos/hidróxidos de ferro com criptomelana, pirolusita, nsutita,
birnessita, todorokita, groutita e manganita.
Figura 3.15: Diagrama T versus logfO2 mostrando a relação de fases no sistema Mn-C-Si-O a
pressão constante de 2kbars. A grade petrogenética é baseada em dados experimentais de
Muan (1959a), Huebner (1967) e Peters et. al. (1973). Figura extraída de Peters et. al. (1974).
78
De acordo com Roy (1981), a formação da jacobsita depende do
conteúdo de ferro na composição original da rocha, além da temperatura e
fugacidade de oxigênio. Para Dasgupta et. al. (1989), baseado nos trabalhos
de Huebner (1967), Beukes (1973), Valarelli et. al. (1976), Peters et. al. (1978),
Dasgupta & Manickavasagam (1981), Bhattacharya et. al. (1984), Miyano &
Bekues (1987) e Bhattacharya et. al. (1988), a jacobsita é estável em um
espectro de temperatura que pode variar de 420°C até 700°C. Da mesma
forma, este mineral é preservado em pressões entre 3 kbar e 6 kbar (Tab. 3.9).
Conforme Dasgupta et. al. (1989) e Buhn (1995) a jacobsita estável a 700°C
pode ser associada com hausmmanita, hematita, rodocrosita e, em alguns
casos com vredenburgita (vide Tabela 3.9), ao passo que, nas temperaturas de
500°C, este óxido permanece estável, em quantidades subordinadas, com
presença de braunita, hausmanita, hematita e kutnahorita. Em contraposição,
Miyano & Beukes (1987) sugerem que a associação formada por jacobsitabraunita-hausmanita-hematita pode formar-se em condições diagenéticas.
Dasgupta et. al. (1989) elaboraram uma grade petrogenética para o
sistema Mn-Fe-Si-C-O em pressões de 1kbar. Neste sistema, minerais como
jacobsita, hematita e vrenderburgita participam das reações. Desse modo, de
acordo com a figura 3.16, a jacobsita é estável em uma temperatura mínima de
402°C e o log da fugacidade máxima de oxigênio igual a -8. De acordo com a
reação 3 (ramo esquerdo) desta figura, com a diminuição da fugacidade de
oxigênio a hausmanita, hematita e o CO2 transformam-se na paragênese
jacobsita, rodocrosita liberando oxigênio. Com o aumento da temperatura, ou
seja, em condições de aproximadamente acima de 470°C, e com o aumento da
fugacidade de oxigênio, a paragênese jacobsita, rodocrosita e oxigênio
transformam-se em jacobsita, rodocrosita, quartzo com liberação de oxigênio
(reação 3, ramo a direita). Na reação 9 (Fig. 3.16) pode-se verificar a formação
da bixbyita, jacobsita e CO2 a partir da rodonita, hematita e O2, em condições
de temperatura acima de 570°C, aproximadamente, e o logaritmo da
fugacidade de oxigênio superior a 10-11. Em síntese, até o momento entende-se
que o espectro de temperatura da jacobsita, em condições de pressão de
1kbar, varia de 402°C a 570°C, indicando estabilização no fáceis xisto verde.
79
Tabela 3.9: Associação mineral metamórfica de minerais ricos em manganês em diferentes
partes do mundo. Fonte: Dasgupta et. al. (1989). Abreviações: Br: braunita, Holl: hollandita, Bx:
bixbyta, Hm: hematita, Qz, quartzo, Hs:hausmanita, Py: pirita, Jb: jacobsita, Vr: vredenburgita,
Rdh: rodocrosita, Rdn: rodonita, Pxm: piroximangita, Kut: kutnahorita
Área
Assembléia Mineral
(i)
Br(i)+Holl+Bx+Hm+Qz
Temperatura/Zona
Metamórfica
zona da clorita
Zona da estaurolita-
(ii)
Br(i)+Holl+Bx+Br(ii)+Hm+Qz
cianita, 600°C,
Referência
Dasgupta &
Manickavasagem
(1981)
6kbars
(iii)
Br(i)+Holl+Bx+Br(ii)+Hm+Hs+Qz
(iv)
Br(i)+Py±Qz
Índia
(v)
Br(i)+Jb+Hm+Hs
Zona da silimanita,
660°C, 6kbars
Zona da clorita
Bhattacharya et. al.
Zona da estaurolita-
(1984)
cianita, 600°C,
6kbars
(vi)
Jb+Hs+Hm±Rdh
(vii) Jb/”Vr”+Br+Qz+Hm±Rdh
Miyano & Beukes
fáceis anfibolito,
600°-700°C, 6kbars
(viii) Jb/”Vr”+Qz+Hm+Br+Hs±Rdh
(1987) de Villiers
(1983) e
Bhattacharya et. al.
(1988)
Urandi,
Brasil,
Otjosondu,
Namíbia
Índia
Califórnia,
USA
Valarelli et. al.
(ix)
Bx+Jb+Hs
fáceis anfibolito
(x)
Br+Jb+Hs+Bx±”Vr”+Hm
fáceis anfibolito
Beukes (1973)
(xi)
Jb+Pxm/Rdn±Br+Hm
zona da silimanita,
Bhattacharya et. al.
660°C, 6kbars
(1984)
(xii) Br+Rdh±Hs±Qz
(xiii) Hs+Rdh
(xiv) Br+Qz+Rdh
Fáceis lawsonitaalbita
Fáceis lawsonita-
Kalahari
420°C±30°C, 3kbars
metamorfico, 500°C,
1kbar
Baixo grau
(xvi) Br+Hs+Hm±Bx
Huebner (1967)
albita
Baixo grau
(xv) Br+Hs±Hm±Jb±Kut
(1976)
metamorfico, 500°C,
1kbar
Peters et. al. (1978)
Miyano & Beukes
(1987) de Villiers
(1983) e
Bhattacharya et. al.
(1988)
De maneira análoga, Dasgupta et. al. (1989), também construiu um
grade petrogenética com as mesmas variáveis, mas em pressão constante de
5kbar (Fig. 3.17). Fazendo a mesma análise para a jacobsita, percebe-se que
esse mineral somente é estável em temperaturas mínimas de 527°C, para os
80
reagentes discutidos na reação 3 (ramo esquerdo da figura 3.16). Em
contrapartida, pode alcançar temperatura máxima de 730°C, quando o
logaritmo da fugacidade de oxigênio for igual a 10 -6 e estiver em paragênese
com rodocrosita e quartzo (reação 1, porção direita inferior da figura 3.17).
Resumindo, em situações de pressão de 5kbar, a jacobsita é estável em
fugacidade máxima de oxigênio que oscila de 10 -2 a 10-6, e a campo de
temperatura que se inicia em 527°C a 730°C, ou seja, em condições de fáceis
anfibolito.
Figura 3.16: Grade petrogenética para o sistema Mn-Fe-Si-C-O, contendo logfO2 na ordenada
e temperatura na abscissa, sob condições de pressão constante (1kbar). Abreviações: Br:
braunita, Bx: bixbyita, Hm: hematita, Hs: hausmanita, Jb: jacobsita; Qtz: quartzo, Rdh:
rodocrosita. Modificado de Dasgupta et. al. (1989).
Figura 3.17: Grade petrogenética para o sistema Mn-Fe-Si-C-O, contendo logfO2 na ordenada
e temperatura na abscissa, sob condições de pressão constante (5kbar). Abreviações: Br:
braunita, Hm: hematita, Hs: hausmanita, Jb: jacobsita; Qtz: quartzo, Rdh: rodocrosita.
Modificado de Dasgupta et. al. (1989).
81
Em uma análise mais recente, Berad & Tracy (2002) estudaram as
condições de P-T-X (pressão-temperatura-composição) para a formação da
jacobsita. Neste trabalho, os autores postularam que a estabilidade da
jacobsita na mina de Hutter, nos Estados Unidos, ocorre em temperatura entre
550-600°C, ou seja no faces xisto verde alto a anfibolito baixo. Este variação de
temperatura foi obtida através dos estudos de química mineral utilizando-se as
soluções sólidas jacobsita-galaxita e jacobsita-magnetita.
Desta forma, fazendo-se uma análise dos modelos de temperatura
relacionados à presença da jacobsita que foram sugeridos pela gama de
autores acima citados, pode-se avaliar que ainda muito se tem a pesquisar
sobre esse assunto, embora os dados obtidos pelos pesquisadores citados já
permitem estimar intervalos de temperaturas mínimas e máximas para
formação deste mineral. Além disso, comparando as figuras 3.16 e 3.17 podese sugerir que o aumento da temperatura de formação da jacobsita cresce com
o aumento da pressão.
Com relação à espessartita, a sua origem somente a partir de protólitos
manganesíferos sedimentares é matéria de grandes debates (Roy, 1981;
Schreyer et. al. 1992; Theye et. al. 1996; Nyame, 2001). Muitos pesquisadores
acreditam que a espessartita somente estabiliza-se em grau médio de
metamorfismo (Hsü, 1966; Babcock, 1968; Theye et al. 1996). Hsü (1966)
estudou a estabilidade da espessartita na reação envolvendo Mn - clorita e
quartzo, tendo como produto a espessartita com presença de H2O a uma
pressão de 3 kbar e temperatura da ordem de 410°C. Este mesmo autor
concluiu que esta granada forma-se a, temperaturas entre 370-490°C e
pressão mínima 3kbar. Babcock (1968) sugeriu que espessartita bem como
kutnahorita, rodonita, manganocummingtonita e todos os membros da série
espessartita-calderita são estáveis na zona metamórfica da estaurolita. Para
este conjunto de pesquisadores a formação da espessartita somente ocorre
quando as condições de metamorfismo são da fácies anfibolito e quando os
reagentes envolvidos sejam litotipos sedimentares manganesíferos com
quantidades relevantes de alumínio (Brown, 1969; Abrecht, 1989, dentre
outros). Desta forma, de uma maneira geral, enquadram-se como protólitos
rochas como metapelitos, margas e siltitos manganesíferos. Contrariamente,
Roy (1981), Flohr & Huebner (1992), Schreyer et. al. (1992) e Nyame (2001)
82
sugerem que a espessartita pode ser estável em condições de baixo grau
metamórfico. Nyame (2001) ainda indicou que a formação da espessartita sob
as condições deste protólitos são entendidas como estabilizadas sob pressão
de 2kbar e temperatura abaixo de 300°C. Além disso, Roy (1981), Dasgupta
(1997) e Nyame (2001) levantaram a possibilidade para a geração da
espessartita em protólitos margosos, havendo aporte de SiO 2. Esta conclusão
deve-se ao fato que em seus estudos petrográficos e de química mineral,
Nyame (2001) encontrou inclusões de rodocrosita/kutnahorita em porfiroblastos
de espessartita imersos em uma matriz micrítica e microconcrecionária de
carbonatos, Mn-carbonatos e quartzo.
O conjunto de estudos até então publicados sugerem que a espessartita
pode iniciar-se em zonas de metamorfismo baixo até o grau médio, sendo que
este silicato pode ser originado tanto de protólitos manganesíferos ricos em
alumínio quanto em margas, mas neste caso com aporte de sílica. Também
para esse caso a temperatura de início de formação do mineral cresce com o
aumento da pressão.
Na sequencia metavulcanosedimentar Urani-Licínio de Almeida rochas
ricas em manganês ocorrem associadas a formações ferríferas ricas em
anfibólio férrico (grunerita-cummingtonita). Nesse sentido, é de grande valia o
entendimento do campo de estabilidade desse mineral em condições variáveis
de P-T-X, além das mudanças texturais, mineralógicas e faciológicas
associadas com sua evolução metamórfica. Klein (1973) sugeriu que o
metamorfismo de protólitos sedimentares do sistema Mn-Ca-Si-Mg-Fe quando
submetidos a metamorfismo da fácies anfibolito podem gerar calcita, diopsidiohedembergita,
johannsenita,
manganocummingtonita,
manganoactinolita,
siderita,
piroxmanganita e rodocrosita, a depender da
composição inicial da rocha e dos potenciais químicos de CO 2 e H2O no evento
metamórfico. Por sua vez Klein (1983), propôs um sumário que apresenta o
campo de estabilidade de alguns minerais presentes em formações ferríferas
em função do grau metamórfico (Figura 3.18). Observa-se nesta análise que a
paragênese formada por cummingtonita-grunerita é estável principalmente em
grau de médio metamorfismo, podendo ocorrer em rochas de alto grau,
subordinadamente.
83
Com relação à faciologia das formações ferríferas, Klein (1973, 2005),
advoga que a presença da grunerita-cummingtonita não necessariamente
sugere que o ambiente deposicional das formações ferríferas foi rico em sílica.
Conforme aquele autor, tudo depende da P-T-X (pressão-temperaturacomposição), além do potencial químico de CO2 e H2O durante o
metamorfismo e da presença de fluidos hidrotermais. Nesta análise, Klein
(1973, 2005) sugere que no metamorfismo da facies anfibolito de associação
com quartzo e carbonatos de ferro, em ambientes de alto e baixo potencial
químico de H2O e CO2, respectivamente, pode ter como produto a formação da
grunerita, vide a equação abaixo:
7Ca(Fe,Mg)(CO3)2 + 8SiO2 + H2O → (Fe,Mg)7Si8O22(OH)2 + 7CaCO3 + 7CO2
(ferrodolomita)
(fluido)
(grunerita)
De acordo com Klein (1973, 2005), em muitos casos a ferrodolomita é
totalmente consumida na zona da granada, apresentando uma rocha bem
recristalizada com grunerita formando cristais prismáticos. Contudo, em rochas
com aspecto textural formado por minerais pouco recristalizados e, com a
presença ainda de ferrodolomita e quartzo reliquiar, como ocorre nos em
Pergrum Lake, no Labrador, o grau de metamorfismo é admitido como
estabilizado na zona da biotita.
A figura 3.19 de Klein (1973) apresenta as paragêneses previstas para a
zona da estaurolita-cianita para modelos com ferro. Para a formação da
grunerita-cummingtonita a rocha deve ser pobre em cálcio, com teores
moderados de MgO. Nas rochas mais ricas em ferro, com excesso de sílica, a
paragênese pode ser grunerita-cummingtonita e siderita e nas rochas com
teores moderados de ferro e baixo de cálcio pode ter a associação gruneritacummingtonita, tremolita-actinolita-calcita ou grunerita-cummingtonita, tremolita
e antofilita.
84
Figura 3.18: Estabilidade relativa de fases mineralógicas comuns em formações ferríferas em
função das zonas metamórficas. Modificado de Klein (1983).
De acordo com as postulações dos diversos autores acima citados
disponibiliza-se na tabela 3.10 um quadro resumo com todos os dados de
temperatura para uma diversidade de minerais de manganês e ferro
metamórficos obtidos na revisão bibliográfica apresentada anteriormente.
85
Figura 3.19: Diagrama esquemático mostrando algumas mudanças nas associações minerais
no sistema FeO-MgO-CaO-SiO2-H2O com o avançar do metamorfismo. O quartzo está
presente em todas associações e, H2O e CO2 são considerados como componentes
perfeitamente móveis. A: Associações minerais não metamorfisadas de formações ferríferas a
base de quartzo e carbonato. B: Condições de metamorfismo médio (zona da estaurolitacianita) das assembléias anteriores. Muitas assembléias contém magnetita como fase
adicional, e hematita pode estar presente na maioria dos constituintes rico em Mg.
86
Tabela 3.10: Principais minerais metamórficos que ocorrem associados a depósitos
manganesíferos, resumo da relação mineral com temperatura com referencia.
Mineral
Temperatura (°C)
Referencia
Bixbyita
400-550
Peters et. al (1974)
Beukes (1973), Valarelli et al.
Até 660
Bhattacharya et al. (1984)
Braunita
Espessartita
(1976), Manickavasagem (1981),
350-550
Peters et. al (1974)
>700
Dasgupta et al. (1989)
370-490
Dasgupta et al. (1989)
300-450
Nyame (2001)
Dasgupta & Manickavasagem
Hollandita
~600-660
(1981), Bhattacharya et al.
(1984)
450-800
Hausmanita
até 700
>900
402-700
Jacobsita
<300
300-700
Rodocrosita
350-780
< 280
Pirolusita
<300
>550
Piroxmanganita
Tefroíta
Grunerita-cummingtonita
~660
>650
470-700
Huebner (1967), Dasgupta
(1989), Peters et. al (1974)
Bhattacharya et al. (1988)
Roy (1981)
Dasgupta et al. (1989)
Miyano & Beukes (1987)
Peters et al. (1974)
Dasgupta et al. (1989)
Peters et al. (1974)
Huebner (1967)
Peters et al. (1974)
Bhattacharya et al. (1984)
Peters et al. (1974)
Forbes (1977), Stephenson
(1979), Klein (1973, 1983, 2005)
87
CAPÍTULO 4
GEOLOGIA
E
EVOLUÇÃO
MANGANESÍFERAS
DA
METALOGENÉTICA
SEQÜÊNCIA
DAS
FORMAÇÕES
METAVULNOCASSEDIMENTAR
CAETITÉ-LICÍNIO DE ALMEIDA: O EXEMPLO DA MINA LAGOA D’ANTA,
BAHIA, BRASIL
4. Introdução e Geologia Regional
Ao longo do registro geológico da Terra os depósitos de manganês são
geneticamente e classicamente associados à atividade hidrotermal ligada a
centros de espalhamentos oceânicos, ou ao intemperismo continental e
sedimentação subsequente (Roy, 1981; Zantop, 1981; Fehn, 1986; Nicholson,
1990; Flohr, 1992; Nicholson, 1992; Roy, 1992; Varentsov, 1996; Roy 1997;
Tsikos & Moore, 1997; Hayashi & Rhazi, 2003; Roob, 2007; Roy, 2006; Pinho,
2009; Pirajno, 2009; Maynard, (2010).
Segundo Maynard (2010), os depósitos hidrotermais paleoproterozóicos
de manganês abrigam grande contingente deste elemento, embora existam
diversos depósitos desse tipo recentes (Bischoff, 1969; Bäcker & Schoell, 1972;
Boström, 1973; Boström et al., 1974; Dymond & Veeh, 1975; Boström et al.
1976; Moore & Vogt, 1976; Bignell et al., 1976a; Sidorov et al., 1976; Cann et
al., 1977; Elderfield et al., 1977; Corliss et al., 1978; Rona, 1978, Fehn, 1986;
Andreasson et al. 1987; Buehn et al., 1992; Choi & Hariya, 1992; Tsikos &
Moore 1997; Elagami et al., 2000; Shah & Moon, 2007; Maynard, 2010.
Por outro lado, o ciclo relacionado com processo sedimentar inicia-se
com a liberação do metal por uma ou várias fontes seguido do transporte e
deposição em uma bacia. Para haja a deposição neste sistema há uma
88
dependencia da evolução da atmosfera, hidrosfera e do regime tectônico, bem
como de fatores físico-químicos do meio (Sapozhnikov, 1970; Trefry & Presley,
1982; Roy, 1988; Mukhopadhyay 1997; Roy, 1997; Roy 2006). Durante o
intemperismo químico, o manganês em condições ácidas e redutoras torna-se
solúvel e é carreado, pela água dos rios, como soluções iônicas de Mn2+ (Roy,
1997). A solubilidade do manganês também pode ser favorecida pela presença
de ácidos orgânicos produzidos por decomposição da vegetação (Nicholson,
1992).
Processos supergênicos são responsáveis pela formação da maior parte
do depósitos de manganês do mundo (Varentsov, 1996; Roy, 2006). A
supergênese permite reconcentrar elementos diversos a partir de rochas com
volumes mais baixos nesses elementos. Como principal exemplo brasileiro de
minério de manganês gerado pela atuação da supergênese pode-se citar o da
mina do Azul, no Distrito de Carajás (Costa, 2006), podendo também ser
citados os estudos de Machado (1977, 1983), Villiers (1983), Hawker &
Thompson (1988), Varentsov (1996) e Gutzmer & Beukes (1996). O modelo de
mineralização supergênico é baseado, principalmente, nos parâmetros ligados
a questão da maturação de um perfil de intemperismo (Freyssinet, 2005), que
por sua vez depende dos fatores climáticos, da ação dos agentes tectônicos,
bem como aspectos geomorfológicos e da rocha hospedeira.
Além dos processos clássicos formadores de depósitos de manganês e
de minério descritos anteriormente, tem-se o minério de manganês hipogênico,
que relaciona-se com enriquecimento de manganês por atividade hidrotermal
posterior à deposição das rochas hospedeira do depósito primário e das suas
encaixantes. Geralmente as jazidas possuem baixo volume e são mais raras,
podendo ser citados os trabalhos de Kleyenstüber (1984), Miyano & Beukes
(1987), Gutzmer & Beukes (1995) e Elagami et al. (2000) como exemplo para
esta classe de depósitos
As rochas manganesíferas da Mina Lagoa D’anta hospedam-se na
Seqüência Metavulcanossedimentar Caetité-Licínio de Almeida (sensu Cruz et
al. 2009), de idade possivelmente paleoproterozóica. Essa sequência
posiciona-se a sul da cidade de Caetité, Bahia, Brasil, e tectonicamente no
setor setentrional do Orógeno Araçuaí, na porção sul do Cinturão de
Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional, de idade
89
neoproterozóica (Fig. 4.1 e 4.2). Além da Mina Lagoa D’anta, outras 34 minas
já foram cadastradas na região do distrito de Urandi-Caetité-Licínio de Almeida
(Fig. 4.3 e 4.4) e vêm sendo explotadas desde a década de 50 do século
passado.
Figura 4.1: O Orógeno Araçuaí no cenário do Gondwana, reconstituído pela justaposição de
modelos digitais de terreno da porção leste do Brasil e costa oeste africana. L: Luanda; c:
Cabinda; S: Salvador (Brasil). Fonte: Modificado de Alkmim et al. (2007).
90
Figura 4.2: Mapa da porção Setentrional do Orógeno Araçuaí com os principais traços
estruturais. Es-Cinturão de dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional,
CD- Cinturão de dobramentos e Cavalgamentos da Chapada Diamantina, SRP-Saliência do
Rio Pardo (Faixa Araçuaí), SG-Serra Geral. Zonas de cisalhamento: 1-Santo Onofre, 2Muquém, 3-Carrapato, 4-São Timóteo, 5-Iguatemi, 6-Paramirim, 7-Brumado-Malhada de
Pedras, 8-Cristalândia, 9-Barra do Mendes-João Correia. Os retângulos em preto e vermelho,
respectivamente, correspondem as áreas das figuras 4.3 e 4.4. Modificado de Cruz (2004).
91
Figura 4.3: Mapa geológico regional com a localização da Mina Lagoa D’anta. Modificado de
Cruz et al. (2009).
Esse capítulo tem como objetivo apresentar os resultados obtidos a
partir de estudos geológicos e metalogenéticos na Mina Lagoa D’anta com
vistas a contribuir com o estudo do distrito ferromanganesífero em foco.
92
Figura 4.4: Localização das minas do distrito Ferromanganesífero de Urandi-Licinio de
Almeida. Modificado de Rocha et al. (1998). Em verde esta destacada a mina Lagoa D’anta.
4.1. Os
depósitos
de
manganes
e
ferro
na
seqüência
metavulcanossedimentar Caetité- Licínio de Almeida: trabalhos
anteriores e histórico de exploração.
A Sequência Metavulcanossedimentar Caetité-Licinio de Almeida, de
idade provável paleoproterozóica, é uma das unidades da porção sul do
Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço
Setentrional e localiza-se entre as cidades de Caetité e Licinio de Almeida, na
Bahia. Essa sequência compreende itabiritos, queluzitos (sensu Feetes &
93
Oemons, 2007), mármores (calcíticos e manganesíferos), gonditos (sensu
Feetes & Oemons, 2007), rochas calcissilicáticas e rocha carbonato silicática,
metavulcânicas 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; Borges 2012).
Originalmente, esta seqüência foi agrupada por Moraes et. al.(1980) no
Complexo
Brumado-Urandi,
que
englobou
as
seqüências
vulcanossedimentares dos atuais complexos Brumado-Urandi e Licínio de
Almeida propostos por Silva & Cunha (1999). Por sua vez, Souza et al. (1984),
no Projeto Caetité Fase I, individualizou essa unidade do Complexo BrumadoUrandi agrupando todos os litotipos compreendidos na região de Caetité,
Tauape e Jacaraci como Complexo Metamórfico de Licínio de Almeida. Um
pouco mais tarde, Souza et al. (1990) subdividiu o Complexo Metamórfico de
Licínio de Almeida (sensu Souza et al. 1984) em duas unidades informais,
denominadas A e B, ambas contendo faixas manganesíferas. A primeira é
representada predominantemente por xistos pelíticos de origem sedimentar,
secundariamente por quartzito com fucsita e raramente diamictito, além de
formações manganesíferas. A segunda é constituída por uma sequência
químico-sedimentar
caracterizada
por
formações
ferríferas
bandadas,
metacherts, mármores calcíticos, dolomíticos e manganesíferos, rochas
granatíferas, gonditos, calcissilicáticas e anfibolitos em ordem decrescente de
frequência. Para aquele autor, esta associação litológica estaria associada a
Greenstone Belt arqueanos. Souza et al. (1990), interpretaram que parte das
unidades do Complexo Metamórfico Licínio de Almeida são unidades da base
do Supergrupo Espinhaço.
Em um trabalho de maior detalhe nas unidades mineralizadas deste
complexo, Rocha (1991, 1992) Rocha et al. (1998) individualizaram duas
sequências distintas que hospedam-se as formações ferríferas e carbonatos
manganesíferos. A primeira, posicionada a oeste, é sugerida como de menor
grau metamórfico pelos autores e foi posicionada estratigraficamente na base
do Supergrupo Espinhaço e correlacionada a Formação Mosquito. A segunda,
posicionada a leste e, segundo os autores, de maior grau metamórfico, foi
posicionada estratigraficamente como unidade do Embasamento e denominada
94
de unidade Taupe. Silva & Cunha (1999) propuseram que toda a seqüência de
rochas anteriormente denominada de Formação Mosquito e unidade Tauape
por Rocha (1991, 1992) e Rocha et al. (1998) e Barbosa & Dominguez (1996)
fosse reagrupada no Complexo Licínio de Almeida.
Borges (2008) realizou estudo de detalhe nas rochas encaixantes das
minas de manganês do Complexo Licínio de Almeida de Silva & Cunha (1999)
e demonstrou que não há diferenças marcantes de grau metamórfico entre as
unidades denominadas de Formação Mosquito e da unidade Tauape por
Rocha (1991, 1992) e Rocha et al. (1998) e Barbosa & Dominguez (1996).
Estudos realizados até o momento, tais como os realizados por Souza et.
al.(1984), Alves (2008), Borges (2008) e Cruz et. al.(2009) sugerem que as
rochas dessa unidade foram submetidas a condições de fáceis anfibolito médio
com retrometamorfismo de fácies xisto-verde. Aliado a esse fato, a presença de
rochas
máficas
anfibolitizadas
e
finamente
intercaladas
com
rochas
metapelíticas e formações ferríferas levou Cruz et al. (2009) a propor que as
unidades cartografadas como Formação Mosquito por Rocha (1991, 1992) e
Rocha et al. (1998) e Taupe (Supergrupo Espinhaço) fossem re-incorporada à
estratigrafia das unidades Metavulcanossedimentares do Bloco Gavião, como
proposto por Moraes et al. (1980) e Silva & Cunha (1999), e agrupadas na
Seqüência Metavulcanossedimentar Licínio de Almeida.
Atualmente grande atenção é voltada para esse complexo, sobretudo
devido às recentes descobertas de ferro na região de Caetité. Na mina de
Bandarra, Machado et al. (1977), descreve uma formação manganesífera com
cerca de 10 metros de espessura, sendo associados a xistos, quartzitos e
rochas anfibolíticas. De acordo com Machado et al. (1977), rochas ricas em
manganês ocorrem como lentes de poucos metros variando verticalmente e
lateralmente. O depósito é formado por minerais primários metamórficos e
secundários, onde os primeiros são marcados pela presença de jacobsita,
hausmmanita e bixbyita, além de espessartita, tefroíta, kutnahemita ou
manganocalcita/manganodolomita. Essas rochas se distribuem em uma faixa
contínua posicionada a sul e a norte da cidade de Caetité por cerca de 120 km
de extensão e largura média de 12 km.
Um total de 35 minas de manganês já foram cadastradas na porção sul
desse cinturão (Fig. 4.4), configurando o Distrito Ferro-Manganesífero Urandi95
Caetité-Licínio de Almeida (sensu Rocha et al. 1998). O manganês neste
distrito foi descoberto em 1948 durante escavações manuais para a construção
de estrada de ferro que atravessa o cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos
da Serra do Espinhaço (Ribeiro-Filho, 1968). A partir de então, por algumas
décadas, o minério foi extraído em pequena escala para exportação (Rocha,
1991). Posteriormente foi produzido pela Mineração Urandi S.A., destinando-se
à siderurgia, sendo que o minério de alto teor foi destinado para a fabricação
de pilhas. Em seguida, com o surgimento da SIBRA - Eletro Siderúrgica
Brasileira S.A., que fabrica ferro-ligas no município de Simões Filho, Bahia,
houve um grande impulso da mineração de manganês no oeste do estado.
Com o passar do tempo, as minas começaram a diminuir sua produção. Na
década de 90, a companhia Vale do Rio Doce passou a ser a principal empresa
de pesquisa e exploração de manganês na região, através da sua subsidiária,
a RDM - Rio Doce Manganês Ltda. Atualmente, as áreas requeridas para
manganês estão sendo vendidas para a BAMIN-Bahia Mineração.
Desde a descoberta dos depósitos de manganês na Seqüência
Metavulcanosedimentar Licínio de Almeida, inúmeros trabalhos já foram
realizados com vistas elucidar a geometria dos corpos mineralizados e
controles geológicos, podendo ser citados Ribeiro-Filho (1968), Machado
(1977), Moraes et al., (1980), Souza et al., (1984); Garrido (1986), Rocha
(1991), Barbosa (1990), Rocha et al., (1998) e Borges et al. (2009) Borges et
al., (2010).
O depósito de Pedra Preta, localizado na porção sudoeste do estado da
Bahia, é formado por corpos lenticulares de minério de manganês que
encontram-se encaixados entre sericita-xistos, granda-xistos e quartzitos. Os
minerais metamórficos que compõem o mineral de minério do depósito são:
jacobsita e os óxidos de manganês do grupo alfa MnO2, como hausmanita,
bixbyita, dentre outros. Os minerais supergênicos são: criptomelana e
possivelmente barita. Estudos realizados nas minas Barreiro dos Campos,
Colônia e Riacho Cumprido e Lagoa D’anta por Borges (2008), Borges et
al.(2009, 2010, 2012) também sugerem um importante papel dos processos de
alteração supergênica na formação do minério de manganês. No Distrito
ferromanganesífero de Urandi-Caetité-Licínio de Almeida foram identificados
por esses autores três tipos de protominérios: (i) protominério gondítico; (ii)
96
protominério queluzítico; (iii) protominério manganesífero do tipo mármores,
rochas calciosilicáticas e carbonatos-silicáticas.
No que diz respeito à geomorfologia, a topografia da região é
compartimentada por dois domínios gerais distintos. O primeiro, situado a oeste
do depósito de Lagoa D’anta, é marcado de relevo serrano representado pela
unidade fisiográfica da Cordilheira do Espinhaço, que foi esculpido e nivelado
pelo superfície de erosão Sul Americana de idade Terciária (King, 1956). O
segundo domínio geomorfológico, onde localiza-se a mina de Lagoa D’anta,
corresponde a um planalto com média de 800m de altitude, caracteristicamente
aplainado, apresentando subordinadamente elevações mormente alongadas,
formadas por quartzitos e, em menor proporção, formações ferríferas e rochas
manganesíferas.
4.2. Geologia da mina Lagoa D’anta
A mina Lagoa D’anta atualmente está sob concessão da empresa
BAMIN-Bahia Mineração LTDA pelo processo 805709/1970. O último evento
publicado pelo DNPM consiste na concessão de lavra, sendo que a área onde
localiza-se a mina foi transferida através de cessão total, sendo efetivada em
24/05/2011. A lavra de manganês foi realizada a céu aberto com a construção
de bancadas. No presente momento as atividades de exploração estão
paralisadas. Conforme será descrito neste capítulo os teores de manganês
variam entre 19,0 e 62,8%.
Na mina Lagoa D’anta são identificados (Figs. 4.5 e 4.6):
(i)
As
rochas
encaixantes
do
minério
de
manganês
(itabiritos,
cummingtonita-xisto, mármores calcíticos e dolomíticos, rochas calcissilicáticas
e carbonatos-silicáticos, além de metavulcânicas máficas;
(ii)
O protominério de manganês (mármores manganodolomíticos);
(iii)
O minério de manganês lenticular jacobsítico, residual e o minério
laterítico brechóide;
(iv)
O alteroplasma silicoso, que compreende um conteúdo de sílica amorfa,
podendo ser também classificado como calcedônia.
A despeito do alteroplasma silicoso (sensu Delvigne, 1998), o mesmo é
um importante elemento da alteração supergênica, sendo caracteristicamente
97
microcristalino (calcedônia). Como será demonstrado a seguir o alteroplasma
silicoso é o produto da alteração intempérica dos minerais silicáticos presentes
tanto no protominério como nas rochas encaixantes. De acordo com Delvigne
(1998), esse material pode ser classificado como cristali plasma ou plasma
cristico (vide ítem 3.4.1, p. 76 e 77, desta Dissertação). Esse material ocorre
nos interstícios dos minerais ou formando venulações com distribuição
anastomótica.
As unidades encaixantes e hospedeiras do minério encontram-se
alternadas constituindo um proeminente bandamento composicional que é
subparalelo a uma xistosidade. A xistosidade, assim como o bandamento
associado, encontram-se dobrados apresentando dobras parasíticas em “M”,
“S” e “Z” (Figs. 4.5; 4.6). Uma seção esquemática do perfil de solo gerado a
partir da rocha hospedeira de manganês pode ser verificado na figura 4.7.
Tendo em vista que a zona de alteração supergênica possui profundidade
inferior a 40 m e que a zona saprolítica possui espessura máxima de 12m
considera-se imaturo o perfil do solo da mina Lagoa D’anta. Da base para o
topo, neste perfil podem ser encontrados:
(i) Horizonte da rocha mãe, que compreende mármores e rochas
calcissilicáticas manganesíferas, bem como níveis jacobsíticos;
(ii) Horizonte saprolítico com espessura variando entre 8-12m, contendo
cerca de 80% de minerais metamórficos preservados e 20% de minerais
secundários, produto da supergênese;
(iii) O Horizonte mosqueado, com até 18 metros de espessura possui
coloração marrom a amarelada, composto por argilominerais que misturam-se
com níveis ricos em óxidos e hidróxidos de manganês. Esse é o domínio onde
ocorre o minério lenticular supergênico;
(iv) O Horizonte laterítico ferromanganesífero, com espessura variando
entre 5 e 35 metros, que é composto por crostas ferruginosas, materiais
coluvionares e de degradação. Neste horizonte também encontra-se o minério
de manganês denominado do tipo grazon (sensu Machado, 1977).
98
Figura 4.5: Mapa Geológico da Mina Lagoa D’anta. Fonte: Borges (2012).
99
Figura 4.6: Seções de cinco furos de sonda da Mina Lagoa D’anta. A localização dos furos de
sonda encontra-se na figura 1.3 (p. 7, cap. 1, item 1.6.2).
100
Figura 4.7: Perfil de solo simplificado gerado a partir do protominério manganesífero composto
para a Mina Lagoa D’anta.
No estudo petrográfico das rochas encaixantes e hospedeiras do minério
foram identificadas associações minerais relacionadas com o metamorfismo
progressivo, feições e associações mineralógicas que sugerem a atuação de
processos de alteração hipogênica, bem como supergênica nestas rochas. A
principal feição que sugere a presença de alteração hipogênica são
microvenulações de magnetita, quartzo e calcita que truncam a foliação de
praticamente todas as rochas amostradas. Venulações de epídoto também são
encontrados nos afloramentos. Há ainda o crescimento de porfiroblastos de
magnetita com inclusões de minerais da rocha encaixante, que possivelmente
é uma feição relacionada com o processo hipogênico. O estudo petrográfico do
protominério e rochas encaixantes desenvolveu-se, em sua maior parte, nas
zonas das isoalteritas, ao passo que o estudo da mineralogia do minério
procedeu-se com amostras de iso e aloalteritas.
101
4.4.1. Caracterização Macroscópica e Petrográfica
Neste item é apresentada a caracterização macroscópica e petrografica
das três classes principais de rochas estudadas: (i) rochas encaixantes da
mineralização manganesífera; (ii) protominério da mineralização manganesífera
e;(iii) a mineralização manganesífera
a) Rochas encaixantes da mineralização manganesífera
Como rochas encaixantes da mineralização foram encontradas: (i)
formações ferríferas, (ii) rochas metavulcânicas máficas (xistos máficos); e (iii)
mármore calcítico. As unidades encontram-se cisalhadas nos seus contatos e
dobradas (Fig. 4.6). Essas rochas ocorrem nos domínios das isoalteritas.
(i) Formações Ferríferas
A classificação das formações ferríferas segue a nomenclatura proposta
por Klein (1983, 2005). Esta unidade ocorre na porção leste (Fig. 4.5) da área e
compreende a 35% da área mapeada no open pit da mina. A espessura varia
entre 10 e 25 metros (Fig. 4.6). As formações ferríferas compreendem itabiritos
(Fig 4.8a), constituídos, preferencialmente, por quartzo e magnetita/martita,
como também rochas xistificadas formadas principalmente por cummingtonita e
magnetita. Essas rochas estão sotopostas aos metacalcários (Fig. 4.5) e
comumente apresentam-se em grau de alteração superficial variável, podendo
formar crostas ferruginosas e solos residuais com coloração vermelhoalaranjado.
Nestas rochas pode ser observado um bandamento composicional que é
constituído
por
alternância
na
proporção
de
magnetita,
quartzo
e
cummingtonita (Tab. 4.1). Paralelamente ao bandamento composicional pode
ser observada uma foliação metamórfica revelada pela orientação preferencial
de cummingtonita e quartzo. Internamente à foliação foram observados boudins
de quartzo, bem como dobras intrafoliais e sem raiz envolvendo o bandamento
composicional mais antigo (S0?).
Conforme se verifica na tabela 4.1, esta unidade é constituída por: (i)
minerais
associados
com
o
metamorfismo
progressivo,
tais
como
cummingtonita, magnetita e quartzo; (ii) uma associação mineralógica e
102
relacionada com processo de alteração hipogênica, sendo constituída por
bolsões e/ou venulações magnetita (Fig 4.8b), cummingtonita e quartzo, bem
como pela presença de uma mineralogia exótica constituída por granada,
actinolita, turmalina e calcita; (iii) por minerais associados com a alteração
supergênica, tais como martita, alteroplasma silicoso (Fig. 4.8 c, d), goethita
e/ou limonita e martita.
Figura 4.8: Aspectos macroscópicos das formações ferríferas da Mina Lagoa D’anta.
Com base nos estudos petrográficos as principais microestruturas
metamórficas encontradas foram: (i) nematoblástica, marcada pela orientação
preferencial da cummingtonita (Fig. 4.9a); (ii) porfiroblástica, que é marcada
pelos blastos de magnetita e granada, ambos chegando a medir 1,0mm imerso
em uma matriz mais fina (Figs. 4.9a, b, c, e, f); (iii) poiquiloblástica, pela
presença de inclusões de cummingtonita em bolsões e porfiroblastos de
magnetita e inclusões de calcita na granada, neste caso indicando a
103
microestrutura poiquiloblástica em peneira (Figs 4.9c, d) e; (iv) granoblástica
granular,
assinalada
pela
predominância
de
quartzo
em
agregados
monominerálicos granulares.
É comum na microescala a presença de venulações de magnetita que
cortam grãos de cummingtonita e granada (Figs. 4.9d; 4.10a, b, c, d), ou
ocorrem distribuídos nos interstícios entre os minerais metamórficos da rocha.
Um aspecto muito frequente, e que merece destaque, é a associação da
cummingtonita com a magnetita formando contatos fortemente amebóides com
inclusões de cummingtonita e com bordas corroídas (Fig. 4.9d). Veios de
quartzo, cummingtonita e calcita também ocorrem truncando a magnetita e os
demais minerais da rocha (Figs. 4.9a, c e 4.10c).
Tabela 4.1: Síntese dos minerais constituintes das formações ferríferas. Todas as amostras
apresentadas são do furo de sondagem LDDFS038.
Amostras
Cum
Qtz
Act
Mag
Cal
Grt
Tur
Pls
Gt-Lim
Mt
Mn
J-LD01
47
-
-
30
J-LD02
65
-
-
28
J-LD03
56
-
-
J-LD05
20
-
J-LD06
42
J-LD07
50
J-LD08
Nome da Rocha
-
-
-
12
2
-
9
magnetita-cummingtonita xisto
-
5
-
-
2
-
-
granada-magnetita-cummingtonita xisto
26
3
-
-
-
11
-
4
magnetita-cummingtonitaxisto
-
30
40
6
-
-
4
-
-
granada-cummingtonita-magnetita-calcita xisto
-
-
10
2
-
-
10
4
18
12
magnetita-martitacummingtonita xisto
-
-
35
8
-
-
-
7
-
-
calcita-magnetita-cummingtonita xisto
76
-
-
18
-
-
-
6
-
-
-
magnetita-cummingtonita xisto
J-LD09
45
-
-
8
17
-
-
-
3
25
2
magnetita-calcita-martita-cummingtonita xisto
J-LD10
62
-
-
25
13
-
-
-
-
-
-
calcita-magnetita-cummingtonita xisto
J-LD11
49
-
-
27
18
5
-
4
12
-
-
granada-calcita-magnetita-cummingtonita xisto
J-LD12
50
-
-
3
2
-
-
20
21
-
4
magnetita-cummingtonita xisto
J-LD13
70
-
3
3
-
2
-
-
1
21
-
cummingtonita xisto
J-LD15
41
-
-
48
2
3
-
-
3
-
3
cummingtonita-magnetita xisto
J-LD17
58
6
-
14
5
8
-
-
4
-
5
calcita-granada-quartzo-magnetita-cummingtonita
xisto
J-LD18
60
-
-
32
-
-
-
-
-
-
8
magnetita-cummingtonita xisto
J-LD19
55
-
-
28
-
4
3
-
5
5
-
magnetita-cummingtonita xisto
J-LD20
25
4
-
22
42
8
-
-
1
-
-
granada-magnetita-cummingtonita-calcita xisto
J-LD21A
50
-
-
32
8
-
-
-
-
10
-
martita-calcita-magnetita-cummingtonita xisto
J-LD39
18
45
-
37
-
-
-
-
-
-
-
cummingtonita Itabirito
J-LD40
18
16
-
27
-
-
-
8
2
26
3
quartzo-magnetita-cummingtonita xisto
J-LD65
23
34
-
34
-
-
-
3
6
-
-
cummingtonita Itabirito
J-LD66
33
26
-
35
-
-
-
6
<1
-
-
cummingtonita Itabirito
J-LD68
65
-
-
26
-
-
-
5
4
-
-
magnetita-cummingtonita xisto
J-LD70
32
1
-
5
6
-
-
22
-
34
-
magnetita-cummingtonita-martita xisto
J-LD71
39
11
-
29
4
-
-
14
3
-
-
quartzo-magnetita-cummingtonita xisto
Abreviações: Cum – cummingtonita, Qtz – quartzo, Act – actinolita, Mag – magnetita, Cal – calcita, Grt – granada, Tur – turmalina, Pls – alteroplasma silicoso,
Gt-Lim – goethita/limonita, Mt – martita, Mn – oxihidróxido de manganês.
104
Figura 4.9: Fotomicrografias das formações ferríferas da mina Lagoa D’anta.
105
Figura 4.10: Fotomicrografias das formações ferríferas da mina Lagoa D’anta.
106
Como feição de micromorfologia de alteração supergênica tem-se a
parcial alteração da cummingtonita e magnetita para goethita e limonita,
formando feições amebóides (Fig. 4.11a) e de alteroplasma silicoso (Fig.
4.11a,b), que ocorre formando venulações e intersticialmente posicionado com
relação aos grãos da rocha. Na escala de afloramento venulações desse
material são encontradas truncando a trama da rocha ou formando níveis
contínuos paralelizados com o bandamento metamórfico da rocha (Figs. 4.5 e
4.8c,d).
A cummingtonita (Tab. 4.2 e Fig. 4.12) é incolor e possui granulação
variando de 0,053 a 0,53mm, nas rochas com granulação fina, e de 0,55 a
1,25mm nas rochas com granulação fina a média. Exibe-se subidioblástica a
idioblástica, podendo ser inequigranular a equigranular. Na maioria das
amostras possui hábito prismático nas seções com corte paralelo ao eixo-C.
Apresenta extinção ondulante fraca a moderada. Este mineral pode ocorrer
preferencialmente orientado segundo a foliação da rocha, como também pode
ocorrer preenchendo veios de direção perpendicular da foliação (Fig. 4.10f).
Forma contato reto a levemente curvo com os outros grãos de mesma
composição e lobado com o quartzo, mas com magnetita o contato é
fortemente amebóide, com feições intensamente reentrantes, sugerindo
desequilíbrio textural. Em alguns casos, é possível sugerir que houve
substituição parcial da cummingtonita por magnetita, tendo em vista a presença
de inclusões ou “ilhas” de aglomerados reliquiares de cummingtonita com
geometria inclusa em aglomerados e porfiroblastos (Fig. 4.9d, f). Este mineral
também apresentou-se truncado por microvenulações de calcita (Fig. 4.9a). A
presença deste mineral, em contraposição a grunerita, pode sugerir a
existência de finos níveis de metabasaltos intercalados com as rochas
sedimentares que podem ter contaminado as formações ferríferas com
magnésio. Outra possibilidade é que as rochas com elevado conteúdo modal
de cummingtonita não sejam da família das formações ferríferas, sendo
litotipos representantes de rochas ultramáficas.
A magnetita apresenta cor rósea podendo ser observada como: (i) grãos
subédricos, na matriz das rochas associados com quartzo e/ou cummingtonita
nos itabiritos; (ii) grãos anédricos, amebóides que ocorrem associados com a
cummingtonita ou formando bolsões na rocha e; (iii) grãos euédricos a
107
subédricos formando porfiroblastos. Nos itabiritos, a magnetita ocorre na matriz
das rochas, subédrica, com granulação entre 0,2 e 0,4mm. O contato com o
quartzo e cummingtonita é reto a curvo, levemente lobado. Os bolsões de
magnetita são irregulares e apresentam diâmetros variando entre 0,5mm a
1,6mm. Esses bolsões fazem contatos que varia entre retos, curvos, lobados a
fortemente amebóides com a cummingtonita. Esses bolsões representam
regiões em que a magnetita substitui parcialmente a cummingtonita.
Argumentos a favor desta interpretação são: (i) contatos fortemente amebóides
entre magnetita e cummingtonita, formando feições de corrosão na
cummingtonita; (ii) presença de inclusões reliquiares de cummingtonita na
magnetita (Fig. 4.9b, d); e (iii) presença de venulações de magnetita (Fig.
4.10a, b, c); (iv) freqüentemente os bolsões de magnetita conectam-se uns aos
outros através de veios. Embora predominem inclusões amebóides de
cummingtonita na magnetita, o inverso também pode ser observado. Entretanto
essa feição é interpretada como estando relacionada com a geometria 3D dos
canais de circulação de fluidos durante a alteração hidrotermal e a posição do
corte da lâmina. Dessa forma, o corte da lamina pode ter secionado um canal
de circulação do fluido hidrotermal que truncou um grão de cummingtonita.
Também nesse caso, as bordas amebóides a interlobadas entre os dois
minerais pode ser um argumento a favor dessa interpretação.
Figura 4.11: Fotomicrografias das formações ferríferas da mina de Lagoa D’anta.
108
Os porfiroblastos de magnetita, em geral, com raras exceções, não
apresentam inclusões que permitam inferir a relação de seu crescimento com
relação à foliação. Por outro lado, não foram observados desvios da foliação
contornando os porfiroblastos. Em geral, no contato com os pofiroblastos a
foliação é interrompida bruscamente, por isso, sugere-se que tratam-se de
grãos com crescimento tardi a pós-tectonicos com relação à formação da
foliação
metamórfica
da
rocha.
Com
a
calcita
os
contatos
são
preferencialmente retilíneos, e relacionados com truncamentos pela presença
de veios carbonáticos, que truncam esse mineral opaco (Fig. 4.9a).
Tabela 4.2: Síntese dos dados obtidos através da realização de estudos de microssonda eletrônica em
grãos de anfibólio das Formações Ferríferas da mina Lagoa D’anta. Dados organizados a partir do
programa Amphical (Yavuz, 1998). As amostras apresentadas são do furo de sondagem LDDFS038.
Amostra
J-LD06
J-LD06
J-LD06
J-LD06
J-LD13
J-LD13
J-LD13
J-LD13
Si
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
8,00
Al
0,04
0,04
0,03
0,03
0,00
0,00
0,00
0,00
Al IV
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
AL VI
0,04
0,04
0,03
0,03
0,00
0,00
0,00
0,00
Ti
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Fe +2
1,33
1,44
1,39
1,40
2,59
2,67
2,64
1,47
Fe +3
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Cr +3
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Mn +2
0,66
0,76
0,73
0,70
0,39
0,39
0,38
0,12
Mn +3
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Mg
4,50
4,34
4,38
4,44
3,46
0,16
3,58
3,50
Ca
0,22
0,24
0,22
0,23
0,17
3,39
0,16
1,73
Li
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
FM1
4,95
4,95
4,97
4,96
5,00
5,00
5,00
5,00
FM2
1,54
1,57
1,53
1,58
1,44
1,44
1,61
0,10
Ca
0,22
0,24
0,22
0,23
0,17
0,16
0,16
1,73
Na
0,01
0,03
0,01
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
Na
0,01
0,03
0,01
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
K
0,00
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
(Ca+Na) B
0,23
0,27
0,23
0,25
0,17
0,16
0,16
1,73
Na (B)
0,01
0,03
0,01
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
(Na + K) A
0,00
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,70
Mg/ Mg + Fe +2
0,77
0,75
0,76
0,76
0,57
0,56
0,58
0,70
Mg+Fe+2+Mn+2
6,50
6,53
6,50
6,54
6,44
6,44
6,61
5,10
Mg/Mg+Mn+2
0,87
0,85
0,86
0,86
0,90
0,90
0,90
0,97
Al VI
0,04
0,04
0,03
0,03
0,00
0,00
0,00
0,00
(Fe)3
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
(Mn)3
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
(Ca)B
0,22
0,24
0,22
23,00
0,17
0,16
0,16
1,73
Nome
Cummingtonita
Cummingtonita
Cummingtonita
Cummingtonita
Cummingtonita
Cummingtonita
Cummingtonita
Actinolita
A
magnetita
ocorre,
freqüentemente,
substituída
pela
martita,
especialmente na borda dos aglomerados e porfiroblastos, bem como em
109
planos de fraturas e clivagens octaédricas desenvolvidos nesse mineral (Figs.
4.10b, e, f; e 4.11d).
Figura 4.12: Classificação dos anfibólios das formações ferríferas de acordo com a
classificação de Leake et al. (1997) utilizando o programa Amphical (Yavuz, 1998).
A alteração supergênica da cummingtonita e magnetita levou ao
crescimento da goethita e limonita (Fig. 4.11a), bem como ao desenvolvimento
de alteroplasma de composição silicosa (Fig. 4.11a, b) e da martita (Figs. 4.9b,
e, f; e 4.10d).
O quartzo é raro e quando presente ocorre granular associado com a
magnetita na matriz das rochas. Mais freqüentemente ocorre formando veios
discordantes à foliação metamórfica quando presente na matriz, os grãos são
xenoblásticos e possuem granulometria variando entre 0,05 a 0,32mm.
Apresenta extinção ondulante fraca a moderada. O contato quartzo-quartzo é
predominantemente curvo a interlobado, podendo também ser retilíneo. Com a
cummingtonita e magnetita o contato é curvo a moderadamente lobado e
subordinadamente retilíneo. Em alguns veios de quartzo esse mineral
apresenta crescimento perpendicular à parede das fraturas sugerindo que
tratam-se de estruturas de tração. Na escala de afloramento os veios de
quartzo apresentam espessura de 0,5-1,5 mm.
A granada (Fig. 4.9c e 4.10b) forma porfiroblastos subdioblásticos a
xenoblásticos e exibe tamanho variando entre 0,63 a 1,05 mm. Apresenta-se
fraturada, sendo truncada por venulações de magnetita, hematita e quartzo
(Fig. 4.10b). Este mineral faz contato curvo a lobado com a cummingtonita. Em
algumas amostras a granada destaca-se por ser um grão poiquiloblástico,
contendo inclusões de calcita (Fig. 4.9c).
110
A calcita é incolor e ocorre formando veios e/ou bolsões hidrotermais
que são discordantes com a foliação metamórfica da rocha. Os veios também
podem aproveitar os planos de clivagens dos minerais. Apresenta contato
retilíneo tanto com a cummingtonita quanto com a magnetita. Os veios são
vistos na escala de afloramento com espessura entre 1,0 e 2,0 cm. A calcita
também ocorre como grãos poiquiloblasticos inclusos nos porfiroblastos de
granada (Fig. 4.9c).
A actinolita é verde pálida, subidioblástica e prismática. Apresenta-se em
grãos com até 0,05mm de comprimento. A actinolita foi encontrada na matriz
da rocha associada a cummingtonita.
A turmalina exibe pleocroísmo variando de verde pálido a verde azulado;
é subédrica e prismática. A granulometria desse mineral, em geral, é inferior a
0,2 mm.
O alteroplasma silicoso (Fig. 4.11a, b) ocupa os interstícios da rocha, no
contato entre os minerais, ou, principalmente, está com associado superfícies
descontínuas, venulares, muitas vezes vermiformes, ou anastomóticas que ora
truncam (Fig. 4.8c) ora são concordantes (Fig. 4.8d) com a trama metamórficadeformacional da rocha. A distribuição deste material possivelmente está
associada com a presença de fraturas.
Goethita e limonita ocorrem com coloração alaranjada, amebóide a
esqueletiforme
hospedadas
nas
bordas
e
fraturas
de
magnetita
e
cummingtonita, bem como frequentemente associada com o alteroplasma
silicoso (Fig. 4.11a).
A partir das características macro e microscópica pôde-se interpretar a
relação entre os minerais identificados nas formações ferríferas e as
paragêneses metamórficas, hipogênicas e supergênicas. Na figura 4.13 pode
ser verificado que minerais como cummingtonita e magnetita e quartzo
possivelmente apresentam crescimento sin-metamorfismo e sin-alteração
hidrotermal.
111
Figura 4.13: Paragêneses minerais relacionadas com os processos metamórficos, hidrotermais
e supergênicos das formações ferríferas da mina Lagoa D’anta.
(ii) Rochas metamáficas
As rochas máficas foram somente encontradas em furos de sondagem
(Figs 4.6) intercaladas com níveis de formação ferrífera e de metacalcários
(mármores). A espessura dessas rochas varia entre 2 metros e 10 metros (Fig.
4.6) sendo incipiente o grau de alteração intempérica dessas rochas.
Predominam rochas de coloração verde a verde escura (Fig. 4.14a, b). Esta
unidade apresenta foliação contínua, marcada, sobretudo, pela orientação
preferencial de magnesiohornblenda, plagioclásio, tremolita e clorita. Oblíquos
a esta foliação ocorrem venulações e bolsões de quartzo, calcita, epídoto e
magnetita. Estas estruturas truncam a foliação deformacional e estão
relacionadas com alteração hidrotermal. Além disso, há presença de turmalina
e granada disseminadas na rocha. A intensidade de alteração hidrotermal
nessas rochas é variável (Tab. 4.3), tendo sido classificadas da seguinte forma:
(i) rochas máficas pouco hidrotermalizadas (Figs. 4.14a; 4.15a, b, c), quando a
mineralogia de alteração hidrotermal é menor do que 18% da composição
modal da rocha; (ii) rochas máficas moderadamente hidrotermalizadas, quando
a mineralogia de alteração hidrotermal varia entre 18 e 56% (Fotos 4.15d, e); e
(iii) rochas máficas com hidrotermalismo intenso, quando a mineralogia de
alteração hidrotermal é maior do que 56% (Figs. 4.14b, c; 4.15f, 4.16a, d).
112
Figura 4.14: Fotografias das rochas metamáficas de furos de sondagem.
Tabela 4.3: Síntese dos minerais constituintes das rochas metamáficas.
Amostras
Furo de
sondagem
Tr-Act
MgHbl
And
Ti
Chl
Cal
Mag
Qtz
Grt
Tur
Ep
Mt
Pls
Gt-Lm
Nome da Rocha
Intensidade da
alteração
hidrotermal
J-LD16
LDDFS038
-
-
-
-
70
-
12
-
3
-
-
-
15
-
magnetita-tremolita-clorita xisto
alta
J-LD22
LDDFS038
46
-
-
-
-
30
22
2
-
<1
-
-
-
-
magnetita-calcita-tremolita xisto
moderada
J-LD23
LDDFS038
44
-
-
-
-
-
36
20
-
-
-
-
-
-
quartzo-magnetita-tremolita xisto
moderada
J-LD24
LDDFS038
48
-
-
-
-
20
30
2
-
-
-
-
-
-
calcita-magnetita-tremolita xisto
moderada
J-LD25
LDDFS038
45
-
-
-
-
40
15
-
-
-
-
-
-
-
magnetita-calcita xisto
moderada
J-LD26
LDDFS038
36
-
-
-
-
28
10
<1
-
2
-
24
-
-
magnetita-calcita-tremolita xisto
moderada
J-LD27
LDDFS038
54
-
-
-
-
2
13
30
7
-
-
-
-
-
magnetita-quartzo-tremolita xisto
moderada
J-LD29
LDDFS038
60
-
-
-
-
40
-
-
-
-
-
-
-
-
calcita-tremolita xisto
moderada
J-LD41
LDDFS037
61
-
-
-
-
12
20
-
2
-
-
5
-
-
calcita-magnetita-tremolita xisto
moderada
J-LD45
LDDFS037
62
-
-
-
-
-
18
-
-
-
-
-
16
4
magnetita-tremolita xisto
moderada
J-LD51
LDDFS037
-
64
26
2
-
4
-
2
-
-
2
-
-
-
metabasalto
baixa
J-LD56
LDDFS039
24
-
-
-
-
38
12
23
-
-
3
-
-
-
magnetita-quartzo-calcita-tremolita xisto
moderada
J-LD62
LDDFS039
15
-
-
-
-
26
27
23
-
-
-
8
-
-
quartzo-calcita-magnetita-tremolita xisto
alta
J-LD67
LDDFS090
-
53
-
-
-
-
-
28
19
-
-
-
-
-
granada-quartzo-hornblenda xisto
baixa
Abreviações: Tr-Act: tremolita-actinolita; MgHbl: magnesiohornblenda; And: andesina; Ti: titanita; Chl: clorita; Cal: calcita; Mag: magnetita;
Qtz: quartzo; Grt: granada; Tur: turmalina; Ep: apídoto; Mt: martita; Pls: alteroplasma silicoso; Gt-Pls: goethita-limonita.
113
Figura 4.15: Fotomicrografias das rochas metamáficas da Mina Lagoa D’anta.
114
Figura 4.16: Fotomicrografias das rochas metamáficas da mina de Lagoa D’anta.
As microestruturas ígneas reliquiares e preservadas nessas rochas são:
(i) hábito tabular do plagioclásio (Fig. 4.14 c) e crescimento intersticial com
115
relação ao anfibólio; (ii) inclusão de anfibólio em plagioclásio, sugerindo uma
microestrutura poiquiloblástica reliquiar (Fig. 4.15 c). Por outro lado, as
principais microestruturas metamórficas encontradas nessas rochas foram: (i)
nematoblástica, pela orientação preferencial do anfibólio (Fig. 4.15b); (ii)
poiquiloblástica, pela presença de inclusões de tremolita, quartzo e calcita na
magnetita (Figs. 4.16a, b, c) e de anfibólio na granada (Fig. 4.16b); (iii)
porfiroblástica pelo crescimento de magnetita e granada em matriz de menor
granulometria (Figs 4.16a, d); (iv) pseudopoiquiloblástica e de reação
metamórfica pela substituição do plagioclásio pela calcita e epídoto.
Nestas rochas bolsões e venulações de magnetita, calcita (Figs. 4.16 e,
f) carbonatos e quartzo são freqüentes. Nos domínios de maior alteração
hidrotermal, as feições do protólito metamórfico são fortemente obliteradas
(Fig. 4.16f). O estudo petrográfico permitiu elaborar a figura 4.17 que sumariza
a mineralogia metamórfica progressiva, regressiva, hidrotermal e supergênica.
Figura 4.17: Paragêneses minerais relacionadas com os processos metamórficos, hidrotermais
e supergênicos nas rochas metamáficas da mina Lagoa D’anta.
Nas rochas máficas dois anfibólios foram encontrados: tremolitaactinolita e magnesio-hornblenda (Tab. 4.2). Em geral, esses minerais ocorrem
com hábito prismático e granulação entre 0,05 a 0,82mm. Os prismas estão
preferencialmente orientados, compondo a foliação da rocha. Em geral ocorrem
116
em agregados monominerálicos ou associados com a mineralogia de alteração
hidrotermal. O contato anfibólio-anfibólio é, na maior parte das vezes retilíneo a
levemente curvo. Com o plagioclásio o contato é curvo a levemente lobado,
podendo também ocorrer suturado e incluso neste feldspato, caracterizando
uma microestrutura pseudopoiquiloblástica (Fig. 4.15c). A tremolita-actinolita
ocorre na matriz das rochas ou na borda da magnésio-hornblenda e possui
pleocroísmo entre incolor a verde pálido. Predomina grãos subidioblásticos e,
subordinadamente, xenoblásticos, sendo esqueletiforme quando substituída
pela calcita. Possui extinção ondulante fraca. Com o carbonato o contato pode
ser moderadamente lobado e, subordinadamente, curvo. Inclusões de calcita e
quartzo
podem
ser
observadas
caracterizando
a
microestrutura
pseudopoquiloblastica. A determinação da magnésiohornblenda foi realizada
utilizando-se o programa amphical (Yavuz, 1998). A figura 4.18 apresenta os
diagramas para a classificação deste mineral. A distribuição da tremolitaactinolita foi realizada com o auxílio do microscópio petrográfico.
Por sua vez, a magnesiohornblenda (Tabs. 4.3 e 4.4 e Fig 4.18) possui
pleocroísmo que varia entre verde oliva e marrom pálido. Este anfibólio
apresenta-se subidioblástico a idioblástico e possivelmente o seu crescimento
é sin-tectônico ao desenvolvimento da foliação da rocha, sendo mimetizado
pela tremolita-actinolita em condições de mais baixa temperatura metamórfica.
Em muitas seções descritas há presença de veios de magnetita
hospedados nos planos de clivagem do anfibólio (tremolita-actinolita ou
magnesio-hornblenda) ou mesmo truncam toda da rocha (Fig 4.15d). Contatos
fortemente lobados, por vezes reentrantes entre o anfibólio e a magnetita (Fig.
4.16a), além da presença de grãos esqueletiformes de anfibólio relictos e
inclusos na magnetita sugerem a substituição a volume constante desse
mineral pela magnetita.
A andesina (An-30%) (Figs. 4.15c e 4.19) apresenta granulometria
inferior a 3,0mm. Mostra-se subédrica, formando ripas tabulares. Apresenta
extinção ondulante fraca a moderada. A geminação é a albita, que geralmente
ocorre com formas pontiagudas sugerindo deformação intracristalina. Os
contatos são curvos, levemente lobado a suturado com o anfibólio. Foi
encontrada a presença de magnesiohornblenda inclusa no plagioclásio (Fig.
4.15c).
117
Figura 4.18: Classificação de alguns anfibólios das rochas metamáficas de acordo com Leake
et al. (1997) e utilizando o programa Amphical (Yavuz, 1998).
A titanita ocorre castanha, formando prismas com granulação inferior a
0,08 mm. Este mineral comumente ocorre incluso ou nos interstícios entre
grãos de magnesiohornblenda (Fig. 4.15b). Com este anfibólio o contato é
preferencialmente retilíneo.
A calcita ocorre em agregados de grãos poliminerálicos, onde apresentase anédrica, formando bolsões na rocha com geometria amebóide. Também é
encontrada na forma de veios com até 2,0cm na escala de afloramento e em
furo de sonda (Figs. 4.14b, c; 4.15a, f; 4.16a, e, f). Esse mineral pode crescer
perpendicularmente às paredes das fraturas, mas em geral os grãos são
irregulares. A granulometria varia entre 0,12 a 1,52mm, apresenta geminação
polissintética, além de extinção ondulante fraca a moderada. Grãos
esqueletiformes são encontrados substituindo anfibólio ao longo dos planos de
clivagem deste silicato. O contato calcita-calcita é predominantemente
levemente curvo, podendo ocorrer levemente lobado. Com a tremolita o contato
é frequentemente curvo a interlobado, mas contatos retos podem ser
observados quando relacionados com a presença de veios. Em algumas
seções onde predomina o contato amebóide entre calcita e magnetita, a calcita
pode ser encontrada inclusa na magnetita (Fig. 4.16c). Veios desse mineral
ocorrem truncados e truncando veios de quartzo.
118
Tabela 4.4: Síntese dos dados de microssonda eletrônica em grãos de anfibólio que
constituem as rochas metamáficas. Dados organizados a partir do programa Amphical (Yavuz,
1998). A amostra J-LD51 é do furo de sondagem LDDFS 037.
Amostra
J-LD51
J-LD51
J-LD51
SiO2
46,0287
42,9565
42,6221
Al2O3
13,0846
13,0529
12,5690
TiO2
0,5871
0,5440
0,6906
FeOt
15,8065
15,4562
15,4370
MnO
0,3940
0,3862
0,3435
MgO
10,1356
9,9974
10,2983
CaO
11,6342
11,3643
11,6513
Na2O
1,5155
1,5404
1,4297
K2O
0,4491
0,5253
0,4785
Total
99,6353
95,8232
95,5200
Si
6.61
6.32
6.61
Al
2.36
2.42
2.22
Al IV
1.39
1.37
1.39
AL VI
0.97
1.04
0.83
Ti
0.00
0.00
0.00
Fe +2
1.81
1.96
1.71
+3
0.12
0.02
0.26
Cr +3
0.00
0.00
0.00
+2
0.00
0.00
0.00
Mn +3
0.00
0.00
0.00
Mg
2.29
2.12
2.34
Ca
1.81
1.86
1.85
Fe
Mn
Li
0.00
0.00
0.00
FM1
3.91
3.93
3.91
FM2
0.19
0.14
0.15
Ca
1.81
1.86
1.85
Na
0.00
0.31
0.00
Na
0.30
0.31
0.30
K
0.00
0.00
0.00
(Ca+Na) B
1.81
1.86
1.85
Na (B)
0.0
0.00
0.00
(Na + K) A
0.30
0.31
0.30
Mg/ Mg + Fe +2
0.56
0.52
0.58
Mg+Fe +Mn
4.10
4.07
4.06
Mg/Mg+Mn+2
1.0
1.00
1.00
+2
+2
Al VI
0.97
1.04
0.83
(Fe)3
0.12
0.02
0.26
(Mn)3
0.00
0.00
0.00
(Ca)B
1.81
1.86
1.85
Nome
Magnesiohornblenda
Magnesiohornblenda
Magnesiohornblenda
119
Or
Sanidine
Anorthoclase
Albite Oligoclase Andesine LabradoriteBytowniteAnorthite
Ab
An
Figura 4.19: Classificação do plagioclásio nas rochas metamáficas.
A magnetita apresenta granulometria variando de 0,25 a 3,8 mm.
Dispõe-se como grão com geometria irregular ou formando agregados
amebóides a esqueletiforme, sendo subidioblástica a xenoblástica. Em alguns
casos, forma níveis venulares com espessura desde milimétrica a centimétrica
(Figs. 4.14b, 4.15d). Os bolsões deste mineral fazem contatos amebóides com
os demais minerais da rocha, podendo formar contatos fortemente lobados a
reentrantes (Fig 4.16a, d). Essas feições truncam principalmente o anfibólio.
Também foram freqüentemente observadas inclusões de quartzo e calcita
neste óxido, embora inclusões de magnetita no quartzo e na calcita também
possam ser encontradas. Em alguns planos octaédricos e nas bordas da
magnetita é possível observar a alteração desse mineral para a martita, o que
pode ser indicativo de alteração supergênica (Figs. 4.15e; 4.16d). A intensidade
da alteração varia a cada rocha, podendo ser encontrado o mineral sem
alteração, apenas relictos da magnetita ou a sua completa substituição
isomórfica pela martita.
O quartzo ocorre com granulometria variando de 0,07 a 0,72mm.
Apresenta-se granular, anédrico, ocorrendo em venulações hidrotermais ou
incluso na magnetita e granada. A largura dos veios de quartzo é inferior a 3,0
cm nos furos de sondagem e nos afloramentos. Frequentemente, associa-se
120
com veios de calcita (Fig. 4.16f). Este mineral apresenta extinção ondulante
moderada. O contato quartzo-quartzo é levemente lobado.
A granada é incolor e apresenta-se com granulometria variando entre
0,75mm
e 3,2mm. Os
grãos porfiroblásticos
possivelmente
possuem
crescimento pós-tectônico à foliação da rocha, sobretudo pela ocorrência das
inclusões com orientação preferencial de anfibólio e quartzo (Fig. 4.16b), bem
como pela ausência de deflexão no entorno do mineral. Os porfiroblastos são
xenoblásticos.
A turmalina aparece com coloração verde clara, exibindo dicroísmo
variando de verde pálido a verde azulado. Apresenta-se em grãos prismáticos
com granulometria variando de 0,2 a 0,52mm. Normalmente, mostra-se
subedrica e em seções basais. O contato com o anfibólio é curvo,
predominantemente.
O epídoto é verde pálido, com granulometria inferior a 0,11mm. Mostrase granular, subidioblástico. Este grão normalmente associa-se ao plagioclásio,
onde é encontrado substituindo este mineral.
A martita encontra-se intrinsecamente associada aos planos de clivagem
octaédricos da magnetita e, em algumas seções, substitui praticamente toda a
magnetita (Figs. 4.15e, 4.16d). Esta feição indica substituição supergênica.
De acordo com a figura 4.17 a mineralogia metamórfica progressiva
dessas rochas é constituída por magnesiohornblenda (Tab. 4.3), titanita e
plagioclásio. A regressiva é constituída por tremolita, ao passo que a
hipogênica é constituída por magnetita, granada, turmalina, quartzo e calcita.
Como mineralogia de alteração intempérica tem-se a presença de martita o
alteroplasma silicoso.
(iii) Mármores calcíticos e dolomíticos
Essas rochas encontram-se intercaladas com as demais
encaixantes do protominério e também intercaladas com o protominério (Fig.
4.20a, b). A principal diferença entre os mármores calcíticos e dolomíticos
(encaixante do minério) dos mármores manganodolomíticos (protominério) é a
composição
química
do
carbonato
e
a
ausência
de
espessartita,
manganodolomita e criptomelana nas rochas, ou, quando presente, volume
modal de espessartita e criptomelana, juntos, não ultrapassa 10%. Além disso,
121
a análise química de rocha total auxiliou na discriminação entre estas rochas e
o protominério de manganês. Tendo em vista que as microestruturas e as
características da tremolita e do carbonato são muito semelhantes àquelas
observadas no protominério, e para evitar repetições desnecessárias, não
serão descritas nessa seção as características petrográficas desses minerais.
Os aspectos microestruturais dessa unidade poderão ser consultados no item
do protominério relacionado com os mármores manganodolomíticos. A tabela
4.5 apresenta a composição modal para as amostras de mármores estudadas.
Figura 4.20: Fotografia e fotomicrografia do mármore calcítico.
Com os dados de microssonda eletrônica para os minerais carbonáticos,
cujos dados químicos foram normalizados para 100% em virtude da presença
de CO2, estes são divididos em dois grupos: Grupo I, com minerais
carbonáticos com conteúdo de calcita entre 96,67 e 99,70%, dolomita entre
0,02 e 1,11% e rodocrosita entre 0,14 e 2,13%, que foram classificados como
mármores calcíticos; Grupo II, com minerais carbonáticos com conteúdo em
calcita entre 49,35 e 49,72%, dolomita entre 41,41 e 44,73% e rodocrosita
entre 2,46 e 3,12%, que foram classificados como mármores dolomíticos (Tab.
4.6).
A figura 4.21 apresenta a distinção entre os minerais de paragênese
hidrotermal e supergênica. Essa distinção foi realizada baseada na descrição
petrográfica.
122
Tabela 4.5: Síntese dos minerais constituintes dos mármores calcíticos e dolomíticos.
Amostras
Furo de
sondagem
Cb
Tr
Bt
J-LD30
LDDFS038
94
6
-
-
-
-
-
-
-
-
tremolita mármore
J-LD31
LDDFS038
78
16
4
-
-
-
-
-
-
2
tremolita mármore com criptomelana
J-LD32
LDDFS038
50
22
-
10
-
18
-
-
-
-
quartzo-magnetita-tremolita mármore
J-LD33
LDDFS038
53
27
-
-
-
20
-
-
-
-
tremolita mármore
J-LD34
LDDFS038
5
35
<1
22
-
38
-
-
-
-
calcita-quartzo-tremolita calcissilicática
J-LD35
LDDFS038
73
23
-
-
-
4
-
-
-
-
tremolita mármore com magnetita
J-LD36
LDDFS038
55
29
-
-
-
16
-
-
-
-
magnetita-tremolita mármore
J-LD37
LDDFS038
88
12
-
-
-
-
J-LD44
LDDFS037
52
3
-
-
<1
J-LD47
LDDFS037
73
17
-
-
-
J-LD48
LDDFS037
60
11
-
-
-
J-LD49
LDDFS037
92
8
-
-
-
-
J-LD50
LDDFS037
87
13
-
-
-
J-LD52
LDDFS037
84
10
6
-
-
J-LD55
LDDFS039
100
-
-
-
J-LD57
LDDFS039
84
-
-
J-LD59
LDDFS039
70
6
J-LD61
LDDFS039
92
8
Qtz Sps Mag Hem
-
Gt-Lim
Mt Mn
Nome da Rocha
-
-
-
tremolita mármore
3
-
-
magnetita mármore
-
-
-
tremolita mármore
-
-
-
tremolita-magnetita mármore
-
-
-
-
tremolita mármore
-
-
-
-
-
tremolita mármore
-
-
-
-
-
biotita-tremolita mármore
-
-
-
-
-
-
Mármore
8
3
5
-
-
-
-
quartzo-magnetita mármore
-
5
3
16
-
-
-
-
quartzo-tremolita-magnetita mármore
-
-
-
-
-
-
-
-
tremolita mármore
45
-
29
Cb - carbonato; Cum - cummingtonita; Tr - tremolita; Bt – biotita; Qtz - quartzo; Sps - espessartita; Mag - magnetita; Hem – hematita; Mn Óxido de manganês; Mt - martita; Gt/Lim - goethita/limonita.
Tabela 4.6: Fórmula estrutural dos carbonatos dos mármores calcíticos e dolomíticos da Mina Lagoa
D’anta. A amostra J-LD 35 é do furo de sondagem LDDFS 038.
Amostra/Componentes
J-LD35
J-LD35
J-LD35
J-LD35
J-LD35
J-LD35
J-LD35
Composição Molecular e Fórmula Estrutural dos Carbonatos
Dolomita Calcita Rodocrosita Siderita
Fórmula Estrutural
42,79
49,65
2,95
4,61
(Mg0,50Ca0,58Mn0,03Fe0,05)CO3
42,51
49,72
2,64
5,13
(Mg0,44Ca0,52Mn0,03Fe0,05)CO3
44,73
49,35
2,46
3,45
(Mg0,52Ca0,57Mn0,03Fe0,04)CO3
41,41
49,45
3,13
6,00
(Mg0,42Ca0,51Mn0,03Fe0,06)CO3
0,69
97,46
1,66
0,19
(Mg0,01Ca1,02Mn0,01Fe0,00)CO3
0,89
96,67
2,13
0,30
(Mg0,01Ca1,04Mn0,02Fe0,00)CO3
1,11
96,95
1,91
0,03
(Mg0,01Ca1,01Mn0,02Fe0,00)CO3
Figura 4.21: Discriminação das paragêneses metamórfica, hipogênica e supergênica dos
mármores calcíticos e dolomíticos.
123
b) Protominério da mineralização manganesífera
(i) Mármores
manganodolomíticos
e
rochas
calcissilicáticas
manganesíferas
O protominério de manganês predominante da mina Lagoa D’anta é um
mármore
manganodolomítico
com
espessartita,
manganodolomita
e
manganocummingtonita. Subordinadamente tem-se as rochas calcissilicáticas
manganesíferas (Fig. 4.22 e tabela 4.7).
Figura 4.22: Fotografias dos mármores manganesíferos do protominério de manganês da Mina
Lagoa D’anta.
Essas rochas ocorrem em domínios de menor alteração intempérica
associadas com as isoalteritas, mas nas zonas das aloalteritas também podem
ser observadas. Os litotipos afloram, predominantemente, na porção noroeste
da mina (Fig. 4.5), perfazendo um total de 40% da área cartografada em furos
de sondagem (Fig.4.6). Os solos originados a partir da alteração intempérica
deste litotipo apresentam coloração verde clara a bege. Nos furos de
sondagem estudados verificou-se que essa unidade apresenta espessura
124
variando de 5 a 40 metros (Fig. 4.6). A composição modal está apresentada na
tabela 4.7.
Tabela 4.7: Resumo dos minerais constituintes dos mármores manganodolomíticos da Mina Lagoa
D’anta.
Amostra
Furo de
sondagem
Ank
Mn-Dol
Cum
Hem
TrAct
Qtz
Sps
2
Mag
<1
Mt
Crp
Nome da Rocha
-
10
manganocummingtonita anquerita mármore manganodolomítico
com espessartita e criptomelana
J-LD28
LDDFS038
83
-
5
-
-
-
J-LD38
LDDFS038
-
79
-
-
15
-
-
2
-
4
tremolita mármore manganodolomítico
J-LD42
LDDFS037
-
66
-
-
8
-
4
18
4
-
tremolita-magnetita mármore manganodolomítico com espessartita
J-LD43
LDDFS037
-
68
-
-
6
-
-
17
3
6
tremolita-magnetita mármore manganodolomítico
J-LD46
LDDFS037
-
74
-
-
4
-
8
19
4
-
tremolita-magnetita mármore manganodolomítico
J-LD53
LDDFS039
-
52
-
-
24
-
8
14
2
-
granada-magnetita-tremolita mármore manganodolomítico
J-LD54
LDDFS039
-
53
-
-
24
-
2
1
20
-
tremolita-martita mármore manganodolomítico com espessartita
J-LD58
LDDFS039
-
58
8
8
-
-
-
-
-
26
manganocummingtonita-magnetita mármore manganodolomítico
com criptomelana
J-LD59
LDDFS039
-
65
-
-
6
5
3
16
5
-
quartzo-tremolita-magnetita mármore manganodolomítico
J-LD63
LDDFS039
-
53
1
-
28
-
-
10
-
8
tremolita-magnetita mármore manganodolomítico
J-LD64
LDDFS039
-
86
-
-
8
-
4
-
-
2
tremolita mármore manganodolomítico com espessartita
Ank - ankerita; Mn-Dol - manganodolomita; cum - cummingtonita; Tr-Act – tremolita-actinolita; Bt – biotita; Qtz quartzo; Sps - espessartita; Mag - magnetita; Hem – hematita; Crp - criptomelana; Mt - martita; Gt/Lim goethita/limonita
Estas rochas possuem coloração cinza clara, mas pode ter um tom
esverdeado quando a tremolita-actinolita está presente. Nos domínios mais
ricos em hematita e magnetita podem apresentar tons mais escuros. Possuem
granulometria fina a média apresentando bandamento composicional marcado
pela alternância de níveis claros, compostos por manganodolomita e quartzo
alternado com níveis escuros constituídos por magnetita, tremolita e/ou
manganocummingtonita e criptomelana (Figs. 4.23a, b, c). Predominam
mármores, mas rochas calcissilicáticas também ocorrem. Esses mármores
ocorrem intercalados com faixas centimétricas de rochas metavulcânicas
máficas e lentes centimétricas de minério de manganês jacobsítico.
A composição química do carbonato, granada e anfibólio destas rochas
está apresentada na tabela 4.8. Os carbonatos apresentam fórmula estrutural
compatível com dolomitos ricos em manganês (Tab.4.9), enquanto que a
granada tem fórmula estrutural com proporções elevadas de espessartita com
relação aos outros tipos de granada.
125
Figura 4.23: Fotomicrografias dos mármores manganodolomíticos, protominério de manganês
da Mina Lagoa D’anta.
As principais microestruturas encontradas foram: (i) granoblástica
poligonal, predominante, marcada pela calcita e dolomita em grãos
126
poligonizados, muitas vezes em junções tríplices de 120° (Fig. 4.23c, d); (ii)
poiquiloblástica, identificada principalmente pela granada e tremolita-actinolita,
que contêm inclusões de carbonatos (Fig. 4.23e); (iii) granoblástica alongada e
nematoblástica, assinalada pela orientação preferencial de grãos alongados de
carbonato, manganocummingtonita e tremolita; (iv) porfiroblástica, pela
presença de porfiroblastos de magnetita e granada. Veios de magnetita
truncam a trama granoblástica dessas rochas (Figs. 4.22c e 4.23f)..
Tabela 4.8: Análise microquímica obtida em microssonda eletrônica para elementos maiores dos
carbonatos, granadas e anfibólio dos litotipos do protominério.
Amostra
Furo de
sondagem
Rocha
Mineral
SiO2
MgO
FeO
Na2O
Al2O3
K2O
CaO
MnO
TiO2
Total
J-LD53
LDDFS039
Mármore
Manganodolomita
0,05
16,46
2,51
0,02
0,01
0,00
29,94
7,99
0,00
56,97
J-LD53
LDDFS039
Mármore
Manganodolomita
1,50
16,38
3,92
0,00
0,02
0,00
28,76
9,16
0,03
59,76
J-LD53
LDDFS039
Mármore
Manganodolomita
0,06
17,17
2,63
0,03
0,00
0,00
30,19
7,90
0,00
57,99
J-LD53
LDDFS039
Mármore
Manganodolomita
0,06
17,77
2,37
0,00
0,00
0,00
30,16
8,33
0,00
58,70
J-LD53
LDDFS039
Mármore
Manganodolomita
0,14
16,52
2,45
0,00
0,02
0,00
29,75
8,19
0,00
57,06
J-LD54
LDDFS039
Mármore
Manganodolomita
0,18
15,32
2,58
0,03
0,00
0,00
28,13
6,91
0,00
53,15
J-LD54
LDDFS039
Mármore
Manganodolomita
0,22
15,93
2,09
0,01
0,00
0,00
28,08
6,90
0,00
53,23
J-LD54
LDDFS039
Mármore
Manganodolomita
0,18
15,17
2,73
0,02
0,00
0,04
28,74
6,95
0,00
53,84
J-LD58
LDDFS039
Mármore
Manganodolomita
0,25
10,33
0,46
0,00
0,00
0,00
26,66
15,74
0,00
53,44
J-LD58
LDDFS039
Mármore
Manganodolomita
0,32
11,42
0,46
0,03
0,00
0,00
27,42
13,91
0,00
53,55
J-LD58
LDDFS039
Mármore
Manganodolomita
0,17
10,94
0,53
0,04
0,01
0,00
26,93
14,40
0,03
53,05
J-LD58
LDDFS039
Mármore
Manganodolomita
0,25
11,13
0,48
0,00
0,00
0,00
27,24
14,95
0,00
54,05
J-LD53
LDDFS039
Mármore
Espessartita
37,44
2,86
8,94
0,00
19,17
0,00
7,70
23,26
0,04
99,41
J-LD53
LDDFS039
Mármore
Espessartita
37,28
2,60
8,84
0,00
19,40
0,01
8,65
22,89
0,00
99,67
J-LD53
LDDFS039
Mármore
Espessartita
37,73
2,94
8,79
0,01
19,71
0,00
6,70
23,67
0,01
99,55
J-LD58
LDDFS039
Mármore
Manganocummingtonita
57,60
22,88
2,37
0,10
0,23
0,04
4,62
10,84
0,00
98,68
Tabela 4.9: Fórmula estrutural dos mármores manganodolomíticos da Mina Lagoa D’anta.
Todas as amostras apresentadas são do furo de sondagem LDDFS039.
Composição Molecular e Fórmula Estrutural dos Carbonatos
Amostra/Componentes
Dolomita
Calcita
Rodocrosita
Siderita
Fórmula Estrutural
J-LD53
37,63
48,89
10,29
3,19
(Mg0,41Ca0,53Mn0,11Fe0,03)CO3
J-LD53
37,01
46,42
11,66
4,92
(Mg0,41Ca0,51Mn0,13Fe0,05)CO3
J-LD53
38,46
48,30
9,97
3,28
(Mg0,43Ca0,54Mn0,11Fe0,04)CO3
J-LD53
39,20
47,53
10,36
2,90
(Mg0,44Ca0,54Mn0,12Fe0,03)CO3
J-LD53
37,76
48,58
10,55
3,11
(Mg0,41Ca0,53Mn0,12Fe0,03)CO3
J-LD54
37,61
49,32
9,56
3,51
(Mg0,38Ca0,50Mn0,10Fe0,04)CO3
J-LD54
38,82
48,88
9,47
2,83
(Mg0,40Ca0,50Mn0,10Fe0,03)CO3
J-LD54
36,89
49,90
9,52
3,69
(Mg0,38Ca0,51Mn0,10Fe0,04)CO3
J-LD58
26,84
49,47
23,03
0,66
(Mg0,26Ca0,48Mn0,22Fe0,01)CO3
J-LD58
29,22
50,09
20,04
0,65
(Mg0,29Ca0,49Mn0,20Fe0,01)CO3
J-LD58
28,36
49,84
21,03
0,76
(Mg0,27Ca0,48Mn0,20Fe0,01)CO3
J-LD58
28,34
49,54
21,44
0,67
(Mg0,28Ca0,49Mn0,21Fe0,01)CO3
127
A manganodolomita (Fig. 4.23a, b, c) possui granulometria entre 0,15 a
0,44mm. É encontrada granular poligonal, formando um arranjo em mosaico,
com junções tríplices formando ângulos de 120°. Contudo, grãos alongados,
orientados preferencialmente segundo a foliação da rocha podem ser
observados.
Caracteriza-se
como
mineral
xenoblástico,
com
extinção
ondulante fraca e geminação polissintética característica. Geralmente ocorre
em agregados. A manganodolomita encontra-se parcialmente substituída por
hematita e magnetita, ou transformando-se para criptomelana. O contato com a
criptomelana e magnetita é moderadamente lobado a amebóide. Muitas vezes
esses minerais ocorrem contornando os grãos de manganodolomita,
preenchendo os interstícios entre eles ou preenchendo fraturas (Fig. 4.23a). O
contato com a manganocummingtonita é levemente curvo a retilíneo. O
conteúdo do componente cálcio desse mineral varia entre 46,42 e 50,09%, do
magnesiano entre 26,84 e 39,20% e do manganesífero entre 9,47 e 23,03%.
Nesses minerais do componente ferroso variou entre 0,03 e 5,13% (Tab. 4.8).
A manganocummingtonita (Fig. 4.23c) é incolor e possui granulometria
variando entre 0,18 a 0,47mm. Os grãos são prismáticos e subdioblásticos.
Ocorre disseminada na rocha, preferencialmente orientada e possivelmente
apresenta crescimento sin-tectônico ao desenvolvimento foliação metamórfica
da rocha. O contato manganocummingtonita-carbonato é frequentemente curvo
e com a criptomelana o contato é reentrante e fortemente amebóide.
A tremolita-actinolita é incolor e a actinolita, por sua vez, é verde pálido.
A granulação desses minerais varia entre 0,1 e 1,8mm. Apresentam-se
prismáticos, subidioblásticos e, subordinadamente, xenoblásticos. Possuem
extinção ondulante moderada. Estes anfibólios ocorrem tanto isolados quanto
em agregados na rocha. Em muitas seções descritas, ocorrem orientados
paralelo a direção do eixo maior dos carbonatos alongados, sugerindo que os
anfibólios tiveram crescimento associados ao metamorfismo progressivo. O
contato tremolita-actinolita-carbonato é levemente curvo, moderadamente
lobado. Inclusões de carbonato foram observadas.
A espessartita (Figs. 4.22b; 4.23d, e. e, 4.24a, b) é caramelada e possui
granulometria que varia de 0,40 a 1,4mm. Ocorre idioblástica a subdioblástica e
granular, podendo ser esqueletiforme e xenoblástica. Comumente, ocorre
intercrescida com o carbonato contendo inclusões desse mineral. A presença
128
de inclusões de carbonato (Fig. 4.23d, e) sugere que esse mineral se formou a
partir de protólito sedimentar carbonático contendo sílica e manganês (Nyame,
2001).
Figura 4.24: Fotomicrografias dos mármores manganodolomíticos, protominério de manganês
da Mina Lagoa D’anta.
129
A magnetita (Figs. 4.22a; 4.23d, f; 4.24c) possui até 5,0mm de tamanho
na escala de amostra de mão e nesse caso, forma cristais euédricos
ocataédricos. Nas seções delgadas a granulometria varia entre 0,1 a 1,8mm
sendo encontrada em grãos euédricos a subédricos formando porfiroblastos e
bolsões com geometria amebóides. Além disso, pode ocorrer formando veios
que conectam bolsões da rocha. Em geral o contato desse mineral com os
demais minerais da rocha pode ser retilíneo a fortemente amebóide (Fig. 4.23f).
Por outro lado, os bolsões de magnetita apresentam geometria fortemente
amebóide. A magnetita é substituída para a martita em plano octaédricos. Em
algumas amostras o grau de substituição é elevado, onde é possível notar
apenas relictos de magnetita (Fig. 4.24c).
A hematita ocorre com granulometria variando de 0,1 a 0,2mm. É
anédrica, ocorrendo disseminada na matriz da rocha. O contato com os demais
minerais metamórficos da rocha é levemente curvo.
A martita (Fig. 4.24c) encontra-se intrinsecamente associada aos planos
octaédricos da magnetita. Em algumas seções substitui praticamente toda a
magnetita, apenas restando alguns relictos do mineral hospedeiro. Esta feição
está associada com a alteração supergênica a qual a rocha foi submetida
rocha.
A criptomelana (Figs. 4.23a, b, c; 4.24a, b, c, d, e) é o mineral de minério
e exibe coloração cinza claro a creme. Ocorre com geometria amebóide a
esqueletiforme e está hospedada na manganodolomita. Em geral pode-se
observar um crescimento desse mineral em fraturas e clivagem do carbonato
(Fig. 4.22a, b). Além disso, ocorre na borda da espessartita (Figura 4.23a, b) ou
substituindo esse mineral em suas clivagens.
A figura 4.25 sintetiza as paragêneses metamórfica, hipogênica e
supergênica dos mármores manganodolomíticos cujo conteúdo mineralógico é
formado por: (i) minerais associados com o metamorfismo progressivo, como
manganodolomita,
manganocummingtonita,
tremolita
e
espessartita
e,
raramente, quartzo; (ii) minerais associados com alteração hipogênica, tais
como magnetita e hematita, e; (iii) minerais associados com alteração
supergênica, martita e criptomelana. O alteroplasma silicoso também foi
observado
nos
níveis
com
maior
presença
da
espessartita
e
da
manganocummingtonita.
130
Figura 4.25: Discriminação das paragêneses metamórfica, hipogênica e supergênica do
protominério manganesífero da mina Lagoa D’anta.
c) Minério manganesífero
O minério de manganês na mina Lagoa D’anta pode ser classificado em:
(i) o minério jacobsítico metamórfico (Figs. 4.26a e 4.27a); (ii) o minério residual
lenticular (Figs. 4.26, b, c, d; 4.27 b, c, d, e, f); (iii) o minério supergênico
laterítico brechóide tipo canga (Fig. 4.26e, f), (Tab. 4.10). Dentre eles, o minério
lenticular e o laterítico são os de maior volume na mina. Entretanto, como a
mina encontra-se praticamente exaurida foram encontradas poucas exposições
do minério. De acordo com os técnicos da empresa Rio Doce Manganês Ltda,
o minério laterítico foi de grande importância econômica devido à facilidade
oferecida de coleta, bem como pela sua elevada porcentagem de recuperação,
que chegou a ocupar valores da ordem 30-35%. Representa as porções do
perfil do solo em que as características da rocha mãe já foram fortemente
obliteradas, tratando-se de aloalteritas.
131
Figura 4.26: Fotografias dos minérios de manganês da Mina Lagoa D’anta.
132
Figura 4.27: Fotomicrografias dos minérios de manganês da mina Lagoa D’anta
133
Tabela 4.10: Tipos de minério presentes no depósito de manganês da mina de Lagoa D’anta
134
(i) Minério jacobsítico metamórfico lenticular
O minério de manganês jacobsítico foi observado nos furos de
sondagem (Fig. 4.26a, 4.27a). Geralmente são compactos com traço preto e
brilho metálico. Apresenta espessura média que varia de entre 20 e 50 cm e
ocorre intercalado de forma tabular a lenticular com o protominério carbonático
(Fig. 4.6). Como principal microestrutura observada nestas rochas tem-se a
granoblástica granular, por vezes poligonal. Sob luz refletida foi possível
identificar a presença de jacobsita que ocorre formando agregados granulares,
xenoblásticos, com bordas retas e junções tríplices (Fig. 4.27a). Este óxido
apresenta-se parcialmente substituído por criptomelana nas bordas. A
granulação varia entre 0,02 e 0,03mm. A tabela 4.11 apresenta os dados de
microssonda eletrônica para a jacobsita, tendo sido encontrado valores de FeO
entre 35,54 e 61,45% e MnO entre 29,72 e 45,60%.
Tabela 4.11: Análise microquímica obtida em microssonda eletrônica para elementos maiores
dos minerais de jacobsita encontrados no minério jacobsítico metamórfico lenticular. A amostra
apresentada é do furo de sondagem LDDFS039.
Amostra
SiO2
MgO
FeO
Na2O
Al2O3
K2O
CaO
MnO
TiO2
Total
J-LD60
0,04
0,77
59,90
0,04
0,41
0,00
0,06
30,00
0,06
91,27
J-LD60
0,06
0,75
60,63
0,04
0,39
0,00
0,00
30,01
0,05
91,93
J-LD60
0,14
0,83
61,45
0,03
0,44
0,03
0,00
29,72
0,05
92,69
J-LD60
1,62
1,04
35,54
0,29
0,27
0,37
0,45
35,00
0,09
74,68
J-LD60
0,08
1,62
60,05
0,00
0,17
0,00
1,02
45,60
0,05
108,58
J-LD60
0,26
1,00
51,40
0,26
0,35
0,09
0,28
32,58
0,01
86,24
J-LD60
0,08
0,81
60,17
0,06
0,39
0,05
0,07
29,88
0,08
91,60
(ii) Minério Residual Lenticular
O minério de manganês lenticular foi encontrado nas bancadas da mina
e nos furos de sondagem raramente. Encontra-se associado com mármores e
rochas calcissilicáticas manganesíferas (Figs. 4.5; 4.26b, c, d). Apresenta tons
pretos a azulados com distribuição irregular e errática, é pulverulento, friável a
semi-compacto, granular, poroso, semi-compacto e, em alguns casos,
apresenta aspecto macio. Este minério comumente ocorre na zona mosqueada
do perfil de solo (Fig. 4.6). A espessura desses níveis é bastante variável,
tendo sido observado valores entre 1-10m e comprimento de até 15m.
O
mineral de minério identificado em Difratometria de Raio-x é a criptomelana
(Figs. 4.27b, c, d, e, f). Comumente esse mineral encontra-se associado com
quartzo microcristalino (Fig. 4.27b, c, d, e).
135
Como principal microestrutura tem-se um arranjo com o quartzo
microcristalino amebóide que ocorre intercrescido com a criptomelana.
Pseudomorfos de criptomelana substituindo granada podem ser observados
em bolsões de protominério preservados da alteração superficial. Além disso,
também foram identificadas feições coloformes associadas com esse minério
(Fig. 4.27f).
(iii)Minério Laterítico Brechóide tipo Canga
O minério distribui-se no depósito na forma de cobertura coluvionar e
eluvionar, com valores de espessura crescentes em direção as baixas
vertentes, podendo alcançar espessuras entre 2-3 metros. Este minério é
formado por material cascalhoso e litificado por cimento com criptomelana e
goethita (Fig. 4.26e, f). No arcabouço observam-se fragmentos na fração de
grânulo e seixo de formações ferríferas, mármores, rochas calcissilicáticas e
quartzo.
4.3.
Litogeoquímica
Nesta seção será analisado o comportamento geoquímico dos
elementos maiores, traços e terras raras das rochas encaixantes da
mineralização manganesífera, protominério manganesífero e minério de
manganês da mina Lagoa D’anta.
a) Rochas encaixantes da mineralização manganesífera
(i) Formações Ferríferas
Elementos Maiores
De acordo com (Dymek & Klein,1988; Bhattacharya et al. 2007), entre
outros, o conteúdo de ferro e sílica das formações ferríferas depende da sua
composição mineralógica. Formações ferríferas formadas essencialmente de
quartzo (metachert) e óxidos de ferro podem alcançar somatórios de SiO 2,
Fe2O3 maiores do que 97%. Por outro lado, formações ferríferas contendo
silicatos e carbonatos mostram somatório destes óxidos de até 85% (Dymek &
Klein, 1988).
136
Das vinte amostras de formações ferríferas analisadas (Tab. 4.12) na
mina Lagoa D’anta, os pontos mais importantes a se ponderar são os
seguintes:
(i)
O somatório dos teores de SiO2, Fe2O3 de todas as amostras
varia entre 47,80 e 98,48%.
(ii)
As amostras JE-01, JE-08, JE-09, J-LD01, J-LD03, J-LD06, J-
LD09, J-LD12, J-LD15, J-LD17, J-LD18 e J-LD40, apresentam teor de MnO
variando entre 2,76-8,55%, podendo ser classificadas como formações
ferromanganesíferas;
(iii)
Os valores de MgO variam entre de 0,21-11,5%. Estes valores
são diretamente proporcionais ao conteúdo cummingtonita presente nas
rochas. A figura 4.28, apresenta os teores de MgO, MnO e CaO nas formações
ferríferas e os valores modais de cummingtonita, óxido de manganês e calcita,
respectivamente, encontrados na descrição macroscópica e microscópica das
amostras obtidas nos testemunhos de sondagem. Nesta figura nota-se que as
formações ferríferas com alto teor de MgO comumente apresentam
cummingtonita na sua constituição modal. Por sua vez, as amostras com MnO
apresentam óxido desse elemento. Além disso, as amostras com CaO
apresentam valores de carbonato na sua constituição;
(iv)
Os teores de Al2O3, em geral, são inferiores a 0,77%, com uma
amostra apresentando teor de 1,65%. Por sua vez, os valores de TiO 2, são
baixos e variam entre 0,01 – 0,1%. Esses valores sugerem que durante a
formação destas rochas não houve contribuição ou associação com
sedimentos siliciclásticos, ou a participação foi deste foi subordinada;
(v)
Os teores de Na2O e K2O também são baixos e variam entre
0,03 e 0,1% e 0,02 e 0,14%, respectivamente. Esses valores são semelhantes
para as formações ferríferas descritas por Bhattacharya et al. (2007);
(vi)
A comparação das formações ferríferas deste estudo com as
equivalentes do Grupo Itabira (Quadrilátero Ferrífero) apresentados por
Veríssimo (1999), mostram que, em geral, as Formações Ferríferas da mina
Lagoa D’anta são mais ricas em SiO2, CaO, Al2O3, MgO e MnO do que aqueles
apresentados por aquele autor. Por outro lado, em geral, as amostras da mina
Lagoa D’anta apresentam teores inferiores de Fe 2O3 do que aqueles
apresentados por aquele autor. Na figura 4.29 observa-se que as rochas
137
alteradas pelo hidrotermalismo carbonático exibem menores valores de SiO 2,
Fe2O3. Por sua vez, as rochas hidrotermalizadas comumente apresentam
maiores valores em CaO e do somatório MgO e MnO.
Tabela 4.12: Análises químicas para elementos maiores das formações ferríferas bandadas de Lagoa D’anta,
do Grupo Itabira-Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais.
Amostra
Local da
coleta
Furo de
sondagem
SiO2
Al2O3
Fe2O3
CaO
TiO2
MgO
P2O5
MnO
Na2O
K2O
FeO
LOI
Total
JE-01
Open Pit
-
48,30
0,33
41,90
0,89
<0,01
1,45
0,08
3,89
0,05
0,14
1,14
2,37
100,50
JE-03
Open Pit
-
57,10
0,26
36,50
1,38
0,02
2,48
0,03
0,86
0,06
0,02
0,43
0,87
100,00
JE-05
Open Pit
-
44,60
0,20
49,40
0,74
<0,01
1,68
0,07
2,60
0,03
0,10
4,44
0,63
104,50
JE-06
Open Pit
-
60,70
0,24
35,70
0,09
0,02
0,21
0,01
1,23
0,03
0,06
0,42
1,91
100,60
JE-07
Open Pit
-
49,00
0,35
41,30
1,58
<0,01
2,23
0,07
2,76
0,04
0,09
0,14
1,91
99,50
JE-08
Open Pit
-
39,80
0,48
45,60
0,25
0,04
1,52
0,04
7,20
0,08
0,20
0,36
4,49
100,10
JE-09
Open Pit
-
45,90
0,40
47,60
0,84
0,02
2,56
0,10
0,98
0,02
0,05
0,85
1,64
100,10
J-LD01
T.S.
LDDFS038
62,90
0,49
21,40
0,91
0,05
3,54
0,04
7,30
0,11
0,11
<0,14
3,57
100,40
J-LD03
T.S.
LDDFS038
41,80
0,35
37,80
3,48
0,05
11,50
0,05
4,34
0,04
0,03
<0,14
1,79
101,20
J-LD06
T.S.
LDDFS038
56,20
1,65
21,50
1,59
0,10
6,89
0,05
8,55
0,07
0,06
<0,14
3,37
100,00
J-LD09
T.S.
LDDFS038
25,90
0,42
21,90
22,50
0,06
8,58
0,02
2,93
0,05
0,04
<0,14
18,43
100,80
J-LD11
T.S.
LDDFS038
40,70
0,77
39,50
5,65
0,06
10,50
0,04
1,83
0,03
0,02
0,14
1,94
101,20
J-LD12
T.S.
LDDFS038
66,30
0,26
16,40
1,07
0,02
7,33
0,03
4,64
0,03
0,04
<0,14
4,04
100,20
J-LD14
T.S.
LDDFS038
58,00
0,46
32,80
1,63
0,05
3,56
<0,01
1,79
0,04
0,05
1,08
2,16
101,60
J-LD15
T.S.
LDDFS038
50,10
0,74
36,60
1,95
0,06
5,70
0,01
3,07
0,05
0,06
0,78
2,15
101,30
J-LD17
T.S.
LDDFS038
56,10
1,40
24,40
2,17
0,09
9,64
0,02
4,77
0,04
0,03
0,14
1,84
100,60
J-LD18
T.S.
LDDFS038
60,20
0,28
23,30
0,86
0,04
5,03
0,06
5,86
0,05
0,09
0,21
4,03
100,00
J-LD40
T.S.
LDDFS037
61,10
0,53
30,10
0,50
0,03
1,32
0,04
3,15
0,04
0,06
0,21
2,89
100,00
J-LD65
T.S.
LDDFS090
50,10
0,29
40,60
0,95
0,03
4,45
0,01
1,17
0,03
0,03
0,93
2,62
101,20
J-LD70
T.S.
LDDFS43A
50,40
0,32
38,00
2,98
0,02
5,37
0,04
1,47
0,08
0,06
0,28
1,79
100,80
A
-
-
47,10
0,14
50,40
<0,05
<0,05
<0,10
<0,05
0,04
<0,01
0,01
-
1,50
99,70
A – Amostra de Itabirito Anfibolítico (PG1514), facies óxido-silicato do Grupo Itabira, Quadrilátero Ferrífero. Tipo Lago Superior (Veríssimo,
1999). Abreviações: T.S – testemunho de sondagem.
138
Figura 4.28: Conteúdo MgO, CaO e MnO nas formações ferríferas bandadas de Lagoa D’anta
e os conteúdos modais (%) de cummingtonita (azul), calcita (vermelho) e óxido de manganês
(verde) observados na descrição macro e microscópica. Para as amostras coletadas no open
pit da mina e nos furos de sondagem. Abreviação: N.d. – não identificado.
Figura 4.29: Comparação do padrão de distribuição dos elementos maiores das formações
ferríferas bandadas da mina Lagoa D’anta e dos itabiritos anfibolíticos do Grupo Itabira, tipo
Lago Superior (Veríssimo, 1999). As formações ferríferas que não apresentam veios de calcita
estão em laranja e as que apresentam esse mineral em verde. O padrão do Grupo Itabira é
apresentado em vermelho.
Elementos traço
Os dados analíticos estão apresentados na tabela 4.13.
Apesar de haver uma variedade de pesquisadores que utilizam o
folhelho NASC (North American Shale Composite, Gromet et al. 1984) como
normalizador padrão, neste trabalho será adotado o normalizador PAAS (Post
139
Archean American Shale, Mclennan et al. 1989), pois o folhelho NASC não
disponibiliza os valores de Dy, Ho, Er e Tm.
Com relação aos elementos traço, os valores obtidos nas amostras da
mina Lagoa D’anta foram comparados com equivalentes formações ferríferas
do tipo Lago Superior e Algoma (Tab. 4.13). As formações ferríferas do tipo
Lago Superior (Tab. 4.13, amostra B) comparadas foram as do faceis silicato
da região homônima, no Canadá (Groos & Macleod, 1980). Para as
equivalentes do tipo Algoma foram utilizados os dados de Dymek & Klein
(1988) da região de Isua, na Groelândia (Tab. 4.13, amostra C). A análise das
amostras B e C da tabela 4.13 sugere que as formações ferríferas arqueanas
do tipo Algoma exibem valores mais elevados em Zn do que as do tipo Lago
Superior. Em contrapartida, as formações ferríferas paleoproterozóicas, tipo
Lago Superior, são consideravelmente mais enriquecidas em V, Co, Sr, Y e Zr,
do que as correspondentes tipo Algoma. De acordo com Rao & Naqvi (1995) os
mais elevados valores de Y, V, Zr, Ta e Hf, Nb, Rb e Sr das formações
ferríferas de ambiente do tipo Lago Superior com relação aquelas do tipo
Algoma pode indicar contribuição terrígena na formação dessas rochas.
Tabela 4.13: Análises químicas para elementos traços das formações ferríferas bandadas de
Lagoa D’anta. Os teores disponibilizados estão em ppm.
Furo de
sondagem
LDDFS038
LDDFS038
LDDFS038
LDDFS038
LDDFS038
LDDFS038
LDDFS038
LDDFS038
LDDFS038
LDDFS038
LDDFS37
LDDFS37
LDDFS37
LDDFS37
LDDFS90
LDDFS43A
Sr
Rb
Y
V
Zr
Co
Cu
Ni
Zn
JE-01
JE-03
JE-04
JE-05
JE-06
JE-07
JE-08
JE-09
J-LD01
J-LD03
J-LD06
J-LD09
J-LD11
J-LD12
J-LD14
J-LD15
J-LD17
J-LD18
J-LD40
J-LD41
J-LD42
J-LD50
J-LD65
J-LD70
Local da
coleta
Open Pit
Open Pit
Open Pit
Open Pit
Open Pit
Open Pit
Open Pit
Open Pit
T.S.
T.S.
T.S.
T.S.
T.S.
T.S.
T.S.
T.S.
T.S.
T.S.
T.S.
T.S.
T.S.
T.S.
T.S.
T.S.
52,00
16,00
<10
23,00
20,00
39,00
139,00
13,00
70,00
17,00
87,00
48,00
10,00
74,00
30,00
34,00
29,00
109,00
33,00
13,00
39,00
130,00
29,00
17,00
<10
<10
<10
<10
<10
12,00
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
11,00
12,00
<10
21,00
79,00
48,00
20,00
66,00
25,00
180,00
48,00
97,00
<10
14,00
22,00
<10
19,00
19,00
<10
23,00
21,00
27,00
20,00
12,00
24,00
<10
24,00
193,00
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
21,00
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
<10
10,00
<10
16,00
<10
19,00
<10
<10
14,00
<10
<10
14,00
12,00
<10
<10
16,00
17,00
<10
<10
20,00
5,00
4,00
13,00
8,00
10,00
12,00
8,00
6,00
9,00
10,00
3,00
9,00
7,00
7,00
10,00
10,00
13,00
6,00
7,00
20,00
2,00
6,00
21,00
23,00
13,00
14,00
40,00
15,00
22,00
13,00
14,00
6,00
7,00
190,00
4,00
21,00
4,00
4,00
7,00
4,00
12,00
28,00
3,00
102,00
<2
10,00
12,00
178,00
7,00
3,00
45,00
106,00
39,00
21,00
33,00
6,00
<2
25,00
<2
3,00
6,00
6,00
8,00
7,00
8,00
4,00
16,00
14,00
3,00
20,00
51,00
203,00
35,00
49,00
77,00
142,00
75,00
62,00
69,00
22,00
19,00
17,00
20,00
18,00
7,00
10,00
-
B
C
-
-
42,00
1,1
<16
41,00
1,7
30,00
4,4
60,00
4,5
27,00
3,2
10,00
8,4
32,00
33,4
2,00
41,6
Amostra
B - Formações ferríferas do tipo Lago Superior, região homônima, Canadá obtida em Groos & Macleod (1980). C –
formações ferríferas do tipo Algoma, Isua, Groelândia obtida em Dymek & Klein (1988). Abreviações: T.S – testemunho
de sondagem.
140
A análise dos elementos traço das formações ferríferas da mina Lagoa
D’anta com relação as análise apresentadas por Groos & Macleod (1980) e
Dymek & Klein (1988) permite concluir que (Fig. 4.30 e 4.31):
(i)
Não há como realizar comparações diretas entre as amostras
de formações ferríferas da mina Lagoa D’anta e os dados da literatura. Isto se
deve, sobretudo, devido às amostras da mina Lagoa D’anta exibirem padrões
muito heterogênios e oscilantes, sendo difícil de obter similaridades com os
padrões da literatura;
(ii)
Os teores de Sr, Y, Cu das formações ferríferas da mina Lagoa
D’anta são, em geral, superiores aos da literatura para ambos os casos (Fig.
4.30a, b);
(iii)
Com relação as formações ferríferas do tipo Lago Superior, em
geral, as amostras de Lagoa D’anta são mais ricas em Zn, Cu (Fig. 4.30);
(iv)
Apesar de não haver similaridades claras, a distribuição dos
elementos da figura 4.31 quando comparados com os da literatura, mostram
uma maior similaridade dos dados das formações ferríferas da mina Lagoa
D’anta com as equivalentes do tipo Lago Superior;
(vi) Destacam-se os elevados valores de Y, que chega a ser 7 vezes
maior que do folhelho do normalizador de PAAS.
141
Figura 4.30: Distribuição dos elementos traços das amostras de formações ferríferas sem e
com veios de calcita (em laranja e verde, respectivamente) da mina Lagoa D’anta.
142
Figura 4.31: Distribuição dos elementos traços das amostras de formações ferríferas bandadas
com e sem veios de calcita (verde e laranja, respectivamente) da mina Lagoa D’anta
comparado com formação ferrífera de facies silicato do tipo Lago Superior (azul) de Gross &
Macleod (1980) e tipo Algoma (vermelho) Dymek & Klein (1988). Todas as amostras foram
normalizadas por PAAS (Post Archean American Shale Mclennan et al. (1989).
Elementos Terras Raras
Os dados dos elementos Terras Raras de algumas amostras de
formações ferríferas bandadas da mina Lagoa D’anta estão apresentados na
tabela 4.13. Os resultados obtidos foram comparados com os dados de duas
amostras de formações ferríferas do tipo Lago Superior e duas do tipo Algoma,
obtidos na literatura.
Para a representação destes dados na figura 4.32 em seis amostras
utilizou-se o limite de detecção como valor absoluto medido. Essa decisão foi
tomada tendo em vista que em algumas amostras o valor de Ce é mais baixo
do que o limite de detecção pelo método utilizado pela GEOSOL (Geology and
Surveying Ltda).
De acordo com a análise da tabela 4.14 e da figura 4.32 conclui-se:
(i)
O somatório dos elementos Terras Raras na mina Lagoa
D’anta varia de 2,08 a 182,03 ppm. Com exceção da amostra J-LD70, que
demonstra valores de REE bastante enriquecidos (182,03ppm), e das amostras
JE-05, JLD-15, JLD-40 e JE-65, que apresentam valores baixos do somatório
desses elementos, entre 2,08-8,59ppm, aproximadamente 73% das amostras
de formações ferríferas da mina Lagoa D’anta apresentam uma variação do
143
somatório de REE entre 10,84-99,54 ppm. Do total das amostras estudadas, 8
delas apresentam valores superiores aos da literatura (Tab. 4.14);
(ii)
Metade das amostras analisadas apresentou valores de
somatório para Terras Raras superiores aos das amostras A, B, C, e D
(Tab.4.14);
(iii)
Há um leve enriquecimento em elementos Terras Raras
pesados nas formações ferríferas da mina Lagoa D’anta com relação aos
valores normalizados das formações ferríferas do tipo Algoma e Lago Superior
(Fig. 4.32). Esse enriquecimento pode está associado com processos
hidrotermais hipogênicos registrados nos estudos petrográficos. Entretanto,
como o potencial iônico de alguns elementos terras raras estão na faixa entre
3-10, uma outra possibilidade para explicar esse enriquecimento é a atuação
de processos de alteração superficial. Contudo, esta possibilidade pode ser
descartada já que a alteração superficial nessas amostras é incipiente;
(iv)
De acordo com a figura 4.32 e com a tabela 4.15 o
comportamento do Eu expressa dois padrões distintos: 30,7% das amostras
analisadas apresentaram anomalias positivas em Eu, com Eu/Eu*PAAS variando
de 2,82-3,22, em 69,3% das amostras a razão Eu/Eu*PAAS variou entre 0,731,56, gerando padrões mais achatados;
(v)
Conforme Klein (2005) as anomalias positivas em Eu sugerem
que houve participação de fluidos hidrotermais quentes ligado a processos
envolvendo fumarolas oceânicas. Entretanto, os padrões achatados ou de
anomalias fracamente positivas em Eu, como ocorrem na mina Lagoa D’anta,
sugerem que, além dos fluidos ricos em fumarolas oceânicas, misturas com
água do mar podem ter ocorrido em sítios deposicionais longe de fumarolas
oceânicas ou mesmo alguma contribuição continental pode ter ocorrido.
Contudo, como os valores de Al2O3 das amostras analisadas na mina de Lagoa
D’anta são baixos (Tab. 4.11), é possível que a fonte primária dos metais tenha
sido de fumarolas oceânicas diluídas pela água do mar;
(vi)
Com relação ao Ce, dois conjuntos podem ser distinguidos. O
primeiro apresenta anomalias fortemente negativas, ao passo que no segundo
as anomalias negativas são fracas ou inexistentes. Padrões negativos podem
indicar remoção do Ce das águas oceânicas por minerais argilosos que têm
144
maior afinidade com o Ce e, consequentemente, deixam a água do mar
empobrecida nesse elemento (Klein & Beukes, 1990; Bhattacharya et al. 2007).
Tabela 4.14: Análises químicas para elementos Terras Raras formações ferríferas bandadas
da mina Lagoa D’anta. Os teores disponibilizados estão em ppm.
Amostra
Local
coletado
Furo de
sondagem
La
Ce
Nd
Sm
Eu
Gd
Dy
Er
Yb
Lu
LREE
HREE
ƩREE
JE-03
Open Pit
-
8,20
1,10
3,70
0,50
0,14
1,05
1,12
0,86
0,90
0,10
13,50
4,17
17,67
JE-04
Open Pit
-
20,70
<0,1
11,30
1,80
0,47
3,35
3,82
2,74
2,40
0,47
33,80
13,25
47,05
JE-05
Open Pit
-
0,20
<0,1
0,30
0,10
<0,05
0,31
0,38
0,37
0,40
0,13
0,60
1,59
2,19
JE-06
Open Pit
-
49,10
<0,1
21,50
3,30
0,97
6,85
6,47
4,92
3,60
2,88
73,90
25,69
99,59
JE-07
Open Pit
-
8,70
1,10
5,30
0,90
0,18
1,25
1,43
0,97
0,90
0,17
16,00
4,90
20,90
JE-08
Open Pit
-
29,40
9,30
16,30
3,10
0,93
6,19
9,86
10,10
9,30
1,55
58,10
37,93
96,03
JE-09
Open Pit
-
15,00
<0,1
4,80
0,80
0,26
2,68
3,11
2,88
2,20
0,53
20,60
11,66
32,26
J-LD01
T.S.
LDDFS038
4,50
7,40
2,10
0,30
0,17
0,71
0,88
0,69
1,00
0,16
14,30
3,61
17,91
J-LD06
T.S.
LDDFS038
4,30
7,10
3,70
0,90
0,24
1,62
1,84
1,55
1,90
0,28
16,00
7,43
23,43
J-LD09
T.S.
LDDFS038
2,20
5,10
1,10
0,30
0,15
0,58
0,52
0,33
0,50
0,06
8,70
2,14
10,84
J-LD12
T.S.
LDDFS038
9,20
7,60
6,20
2,10
1,30
1,78
1,48
1,05
0,80
0,53
25,10
6,94
32,04
J-LD14
T.S.
LDDFS038
3,50
4,30
2,20
0,70
0,66
1,24
0,84
0,76
0,60
0,44
10,70
4,54
15,24
J-LD15
T.S.
LDDFS038
3,40
0,70
1,70
0,50
0,16
0,52
0,48
0,52
0,50
0,11
6,30
2,29
8,59
J-LD17
T.S.
LDDFS038
4,40
12,10
1,70
0,40
0,22
1,05
0,93
0,92
1,00
0,18
18,60
4,30
22,90
J-LD18
T.S.
LDDFS038
19,50
21,30
10,00
2,50
1,54
2,62
1,63
1,23
1,20
0,50
53,30
8,72
62,02
J-LD40
T.S.
LDDFS037
0,40
<0,1
0,70
0,10
0,05
0,05
0,27
0,32
0,30
0,06
1,20
1,05
2,25
J-LD65
T.S.
LDDFS090
<0,1
<0,1
0,10
0,10
<0,05
0,51
0,26
0,51
0,50
0,10
0,20
1,88
2,08
J-LD70
T.S.
LDDFS43A
84,20
0,30
41,30
8,60
1,82
11,96
12,68
10,94
8,60
1,63
134,40
47,63
182,03
A
-
-
2,04
6,35
4,99
1,39
0,50
1,59
1,95
1,37
1,59
0,26
14,76
7,72
22,48
B
-
-
2,77
5,05
2,29
0,39
0,13
0,56
0,69
0,63
0,79
ND
10,50
2,80
13,30
C
-
-
3,48
5,18
1,87
0,27
0,18
0,32
0,37
0,25
0,24
0,04
10,80
1,40
12,20
D
-
-
5,12
10,88
3,96
0,72
0,33
0,62
0,44
0,21
0,21
0,03
20,68
1,92
22,60
A – FF, tipo Lago Superior, do faces óxido silicato do Grupo Itabira, Quadrilátero Ferrífero (Verissímo et. al.2002). B –
FF, tipo Lagoa Superior, fácies óxido do Brockman, Grupo Hamersley (Derry & Jacobsen, 1990). C – FF, tipo Algoma,
Isua (Shimizu et al. 1990). D – FF, tipo Algoma, Nova Lima-MG (Raposo & Ladeira, 1993). Abreviações: T.S –
testemunho de sondagem
Em uma outra análise, na comparação de formações ferríferas com
baixos e elevados valores em MgO, consequentemente aquelas com baixos e
elevados conteúdos modais de cummingtonita, é possível distinguir duas
classes de rochas (Fig. 4.32). De acordo com esta figura (item b) pode-se
verificar que as formações ferríferas com baixo conteúdo modal de
cummingtonita são bastante similares aquelas da literatura, embora as
amostras estudadas nesta dissertação demonstrem pronunciante anomalias
negativas em Ce.
145
Figura 4.32: Distribuição dos elementos Terras Raras para amostras de formações ferríferas
bandadas da mina Lagoa D’anta e equivalentes das formações ferríferas do tipo Algoma (em
vermelho) de Isua, Shimizu et al. (1990) e do tipo Lago Superior (azul) do Grupo Itabira,
Quadrilátero Ferrífero-MG (Veríssimo et al. 2002) e para as formações ferríferas de Brockman
(azul), Austrália Derry & Jacobsen (1990). Em a) gráfico com todas as amostras estudadas
(verde - amostras com veios de calcita; laranja – amostras sem veios de calcita; b) gráfico das
amostras com baixo teor em MgO e sem veios de calcita (vide tabela 4.11); c) gráfico das
amostras com teor elevado em MgO (lilás) e/ou com veios de calcita (em verde). Todas as
amostras encontram-se normalizadas pelo PAAS (Mclennan et al. 1989).
146
Na análise com maior detalhe (Fig. 4.32, item b), observa-se que as
formações ferríferas da mina Lagoa D’anta assemelham-se ligeiramente com
as formações ferríferas do tipo Algoma, embora as anomalias em Eu da mina
Lagoa D’anta sejam mais brandas. Na mesma análise da figura 4.32(item c)
observa-se que as amostras de formações ferríferas ricas em cummingtonita
exibem um padrão classificado como caótico e heterogênio, não sendo
possível realizar correlações com as formações ferríferas descritas na
literatura. É frequente nestas amostras um enriquecimento nos elementos
terras raras pesados, além das pronunciantes anomalias positivas e negativas
em Eu e Ce, respectivamente. Desse modo, é possível que as formações
ferríferas ricas em cummingtonita da mina Lagoa D’anta sejam produto da
existência de finos níveis de metabasaltos intercalados com as rochas
sedimentares que podem ter contaminado as formações ferríferas com
magnésio. Outra possibilidade é que as rochas com elevado conteúdo modal
de cummingtonita não sejam da família das formações ferríferas, sendo
litotipos representantes de rochas metaultramáficas.
Tabela 4.15: Cálculo das razões de európio, lantânio, samário, gadolínio e lutércio
normalizadas pelo PAAS (Mclennan et al. 1989) para amostras de formação ferríferas da mina
Lagoa D’anta.
Local
Furo de
coletado
sondagem
JE-03
Open Pit
JE-04
Open Pit
JE-05
Open Pit
JE-06
Open Pit
JE-07
Open Pit
JE-08
Open Pit
JE-09
Open Pit
J-LD01
T.S
LDDFS038
J-LD06
T.S
LDDFS038
J-LD09
T.S
LDDFS038
J-LD12
T.S
LDDFS038
J-LD14
T.S
LDDFS038
J-LD15
T.S
LDDFS038
J-LD17
T.S
LDDFS038
J-LD18
T.S
LDDFS038
J-LD40
T.S
LDDFS037
J-LD65
T.S
LDDFS090
J-LD70
T.S
LDDFS43A
A
B
C
D
Abreviações: T.S – testemunho de sondagem
AMOSTRA
Eu /Eu*(PAAS)
La/Sm(PAAS)
Gd/LuPAAS
0,82
0,83
1,10
0,87
0,77
0,91
0,67
1,53
0,87
1,56
3,17
3,12
1,47
1,37
2,82
3,22
0,73
0,82
1,56
1,26
2,84
2,33
2,38
1,67
0,29
2,16
1,40
1,38
2,72
2,18
0,69
1,07
0,64
0,73
0,99
1,60
1,13
0,58
0,15
1,42
0,21
1,03
1,87
1,03
0,98
0,66
0,22
0,22
0,68
0,37
0,47
0,41
0,54
0,90
0,31
0,26
0,44
0,54
0,49
0,08
0,47
0,68
0,57
0,99
1,92
147
(ii) Mármores calcíticos e dolomíticos
Elementos maiores
Quatro amostras foram selecionadas para os estudos de litogeoquímica
dos mármores calcíticos e dolomíticos. Como grande parte dos valores dos
elementos traços ficaram abaixo do limite de detecção do método analítico não
será feita uma análise para esse grupo de elementos. De acordo com tabela
4.16 pode-se observar:
(i)
O somatório de SiO2, CaO e MgO variam entre 54,20-70,17%. Os
valores de SiO2 são elevados e refletem o conteúdo de quartzo e tremolita das
rochas. A correlação dos dados petrográficos e os de litogeoquímica destas
rochas carbonáticas permite classificá-las como mármores dolomíticos
impuros;
(ii)
O somatório de Fe2O3 e FeO varia de 3,31-14,86%. Esses valores
possivelmente estão associados com o aporte de ferro nessas rochas, tendo
em vista a presença de veios de magnetita nestas rochas;
(iii)
Os teores de MnO oscilam entre 0,61-3,08%.
Tabela 4.16: Análises químicas para elementos maiores dos mármores calcíticos e
dolomíticos.
Amostra
Furo de
sondagem
SiO2
Al2O3
Fe2O3
CaO
TiO2
MgO
P2O5
MnO
Na2O
K2O
FeO
LOI
Total
J-LD50
LDDFS037
19,30
0,46
2,46
28,00
0,08
19,00
0,01
0,61
0,03
<0,012
0,85
31,25
102,05
J-LD55
LDDFS039
8,90
0,14
4,79
27,40
<0,01
17,90
<0,01
2,72
0,02
<0,012
3,18
37,78
102,83
J-LD57
LDDFS039
43,60
0,46
5,33
17,50
0,05
9,07
0,03
3,08
0,03
<0,012
2,20
20,47
101,81
Elementos Terras Raras
Os resultados das análises químicas para Elementos Terras raras de 4
amostras de mármores calcíticos e dolomíticos é apresentado na tabela 4.17.
Os valores do somatório dos elementos terras raras são relativamente
baixos, variando de 1,59-16,91ppm. O valor de 16,91ppm é discrepante dos
demais e certamente reflete o conteúdo de magnetita e granada presentes na
amostra J-LD57.
Esses dados foram normalizados pelo folhelho de PAAS (Mclennan et al.
1989). De acordo com os dados obtidos têm-se que (Fig. 4.33):
148
(i)
As
amostras
J-LD53
e
J-LD55
apresentam
anomalias
negativas em Ce. Ambas as amostras também exibem um leve enriquecimento
nos elementos Terras Raras pesadas em relação as leves.
(ii)
As amostras J-LD50 e J-LD57 exibem uma fraca anomalia
negativa em Ce. Em relação ao Eu a amostra J-LD57 exibe uma tendência
fracamente positiva e a amostra J-LD50 uma curva com anomalia levemente
negativa;
(iii)
Como também foi interpretado para as Formações Ferríferas,
as anomalias negativas em Ce em carbonatos pode estar relacionada ao
padrão das águas oceânicas do momento de formação do sedimento
(Bhattacharya et al. 2007 e Klein & Beukes, 1990).
(iv)
Com relação ao Eu, três das quatro amostras analisadas,
exibem uma tendência fracamente positiva para este elemento. Este padrão
pode indicar atuação incipiente de fluidos hidrotermais de fumarolas
submarinas ou mesmo uma deposição distante a partir de uma fonte quente;
Tabela 4.17: Análises químicas para os elementos Terras Raras em amostras de mármores calcíticos
e dolomíticos de Lagoa D’anta.
Amostra
Furo de
sondagem
La
Ce
Nd
Sm
Eu
Gd
Dy
Er
Yb
Lu
J-LD50
LDDFS037
1,3
1,7
0,7
0,3
0,05
0,37
0,35
0,08
0,2
0,08
4
1,13
5,13
J-LD53
LDDFS039
0,9
0,1
0,5
0,1
0,11
0,46
0,47
0,37
0,5
0,09
1,6
2
3,6
J-LD55
LDDFS039
0,5
0,1
0,1
0,1
0,05
0,22
0,16
0,11
0,2
0,05
0,8
0,79
1,59
J-LD57
LDDFS039
4,8
5,9
2,8
0,6
0,27
0,99
0,73
0,37
0,4
0,05
14,1
2,81
16,91
ƩLREE ƩHREE
Figura 4.33: Distribuição dos elementos REE das amostras de carbonatos dolomíticos de
Lagoa D’anta. Os dados estão normalizados pelo PAAS (Mclennan et al. 1989).
149
REE
b) Protominério manganesífero
(i) Mármores
manganodolomíticos
manganesíferas
e
rochas
calcissilicáticas
Nestas rochas os teores de CaO e MgO variaram entre 23,60-27,70% e
10,40-15,20%, respectivamente (Tab. 4.18). Por sua vez, os valores de Fe2O3 e
FeO variaram entre 4,79-14,10% e 0,14-3,8%. A principal característica que
permitiram classificá-los como protominério foi o conteúdo em MnO, que variou
entre 5,42 a 15,20%.
Tabela 4.18: Análise química dos elementos maiores do protominério de manganês da Mina
Lagoa d’anta.
Amostra
Furo de
Sondagem
SiO2 Al2O3 Fe2O3
CaO
TiO2
MgO
P2O5
MnO
Na2O
K2O
FeO
LOI
Total
99,92
J-LD28
LDDFS038
2,07
0,21
6,40
27,50 0,03 15,20
0,02
8,26
0,02
<0,012
0,64
39,57
J-LD42
LDDFS037
9,07
1,70
7,05
27,70 0,14 14,30
0,04
5,42
0,03
0,01
0,29
35,25 101,00
J-LD54
LDDFS039
9,51
0,29
14,10 23,60 0,03 14,40
0,05
5,56
0,02
<0,012
2,63
31,51 101,70
J-LD58
LDDFS039
5,81
0,40
6,49
0,03
15,20
0,04
0,05
26,50 0,06 10,40
<0,14 33,60
98,59
Assim como ocorre nos mármores calcíticos e dolomíticos, discutidos
anteriormente, os valores dos elementos traços destas rochas, em grande
parte, estão abaixo do limite de detecção do método analítico adotado pela
GEOSOL (Geology and Surveying Ltda). Entretanto, os valores dos elementos
Terras Raras podem ser apresentados e discutidos (Tab. 4.19). Conforme os
dados obtidos, o protominério de manganês apresenta, em geral, as seguintes
características:
(i) Os somatórios dos elementos Terras Raras leves e pesados varia
entre 5,3-15,8ppm e 0,75-8,58ppm, respectivamente. O somatório total dos
elementos desses grupos de elementos varia entre 9,04-24,38ppm.
(ii) Se comparados os valores do somatório dos elementos Terras
Raras obtidos para o protominério e para os mármores calcíticos e
dolomíticos, nota-se que o protominério, em geral, é mais enriquecido
nesses elementos.
(iii) Na figura 4.34 duas amostras apresentam anomalias positivas em
Eu e uma delas possui anomalia levemente negativa em Ce. Na amostra
150
J-LD58 é importante citar a anomalia negativa em Er. Como discutito
anteriormente, anomalias positivas em Eu podem sugerir contribuições
hidrotermais de fumarolas oceânicas e valores negativos em Ce podem
estar associados com retenção desses elementos em argilominerais e
diminuição no seu conteúdo na água.
Tabela 4.19: Elementos Terras Raras do protominério manganesífero de Lagoa D’anta.
Amostra
Furo de
sondagem
La
Ce
Nd
Sm
Eu
Gd
Dy
Er
Yb
Lu
J-LD28
LDDFS038
2,7
3,1
1,3
0,5
0,24
0,38
0,29
0,22
0,2
0,11
7,6
1,44
9,04
J-LD42
LDDFS037
4,7
7
3,4
0,7
0,22
1,57
2,31
2,02
2,1
0,36
15,8
8,58
24,38
J-LD54
LDDFS037
1,3
2,8
0,9
0,3
0,19
0,51
0,34
0,28
0,3
0,07
5,3
1,69
6,99
J-LD58
LDDFS039
5,3
5
2
0,3
0,05
0,25
0,25
0,05
0,1
0,05
12,6
0,75
13,35
LREE HREE
REE
Figura 4.34: Elementos Terras Raras do protominério manganesífero de Lagoa D’anta.
a) Minério manganesífero
(i) Minério jacobsítico
Conforme as características químicas (Tab. 4.20) o minério jacobsítico
apresenta uma razão Fe2O3/MnO que varia de 2,43-1,47. Outra característica
importante são os teores em Al2O3 que variam entre 1,92 a 5,28%. Estes
valores refletem a presença de minerais argilosos quando da atuação da
supergênese. Associado com a jacobsita encontra-se a magnetita que ocorre
granular com tamanho entre 0,03 e 0,04. Em geral este mineral encontra-se
substituído pela martita. O quartzo é granular, xenoblástico. Ocorre formando
151
agregados granulares ou associado entre os grãos de magnetita. A extinção
ondulante é moderada.
Tabela 4.20: Litogeoquímica do minério de manganês jacobsítico. As amostras apresentadas são
de afloramento coletadas no open pit da mina.
Amostra
SiO2
Al2O3
Fe2O3
CaO
TiO2
MgO
P2O5
MnO
Na2O
K2O
FeO
LOI
Total
JE-13
JE-14
JE-15
JE-19
5,89
6,29
8,17
11,30
2,20
3,43
1,92
5,28
42,60
42,40
55,00
46,50
0,39
0,20
0,10
0,09
0,17
0,34
0,16
1,38
1,39
1,09
1,17
0,97
0,02
0,02
0,03
0,02
33,30
30,60
22,60
22,60
0,24
0,04
0,08
0,08
0,38
0,14
0,34
0,60
0,21
0,43
0,14
0,57
13,22
12,98
9,19
10,88
100,01
97,96
98,90
100,27
(ii) Minério lenticular
De acordo com as suas características químicas, o minério de
manganês lenticular pode ser dividido em dois tipos distintos (Tab. 4.21):
minério manganesífero e minério silicoso. No minério manganesífero têm-se
SiO2 inferior a 3,30% e MnO superior a 52,70%, chegando a atingir 62,80%. O
teor de Fe2O3 variou entre 11,20 e 24,6%. Por sua vez, o minério silicoso
apresenta teor de sílica acima de 13% e MnO acima de entre 19 e 40,7%. No
minério manganesífero chama atenção para os valores de K2O que atingem
4,05% e podem esta associados com a presença de argilominerais que se
acumularam no horizonte do solo, ou mesmo refletindo a composição da
criptomelana, mineral de minério mais comum na mina. Em todas as amostras
os valores de P2O5 são baixos e este aspecto é relevante para uso metalúrgico
do manganês da Mina Lagoa D’anta.
Tabela 4.21: Litogeoquímica do minério de manganês lenticular da Mina Lagoa D’anta. As
amostras apresentadas foram coletadas no opent pit na mina.
Minério
Silicoso
Minério Manganesífero
Amostra SiO2
Al2O3 Fe2O3 CaO TiO2 MgO P2O5
MnO
Na2O K2O
FeO
LOI
Total
JE-17
3,75
3,36
13,20
0,08
0,12
0,38
0,03
58,30
0,31
4,05
0,35
10,90 94,83
JE-18
1,98
3,19
11,20
0,05
0,07
0,16
0,03
62,80
0,32
4,02
0,14
10,77 94,73
JE-21
1,95
1,65
23,30
0,13
0,02
0,31
0,02
55,00
0,28
3,47
0,14
10,29 96,56
JE-22
2,31
3,04
19,20
0,10
0,15
0,22
0,01
54,40
0,34
2,56
0,21
10,87 93,41
JE-23
2,82
2,56
18,50
0,11
0,14
0,26
0,01
55,30
0,34
2,77
0,29
10,95 94,05
JE-24
0,74
1,33
21,10
0,08
0,12
0,28
0,01
57,80
0,25
3,57
0,21
10,30 95,79
JE-25
2,24
3,27
16,20
0,08
0,19
0,27
0,02
56,50
0,31
2,26
0,21
11,73 93,28
JE-26
1,98
3,19
17,50
0,09
0,11
0,26
0,02
55,90
0,36
2,36
0,14
11,50 93,41
JE-28
1,00
1,29
24,60
0,21
0,10
0,31
0,01
54,90
0,29
3,43
0,14
10,08 96,36
JE-29
3,30
3,70
20,50
0,13
0,20
0,33 <0,01 52,70
0,37
2,10 <0,14 11,70 95,03
JE-30
0,75
1,30
21,80
0,11
0,06
0,33
0,01
57,00
0,30
3,51 <0,14
9,93
95,10
JE-16
22,30
5,57
42,90
0,15
0,51
0,70
0,05
19,30
0,04
0,17
0,21
7,00
98,89
JE-27
13,10
7,25
23,00
0,08
0,51
<0,1
0,04
40,70
0,16
1,91
0,28
10,50 97,53
152
De acordo com a análise da figura 4.35 observa-se que:
(i)
O fator de enriquecimento do teor manganês no protominério com
relação ao minério lenticular é de, aproximadamente, 314%;
(ii)
Praticamente todo o CaO e MgO foi lixiviado na supergênese;
(iii)
Houve um enriquecimento residual nos seguintes elementos:
SiO2, Al2O3, Fe2O3, MnO e K2O.
As tabelas 4.22 e 4.23 apresentam dados químicos para elementos
traços e Terras Raras do minério lenticular da mina Lagoa D’anta.
Com o objetivo de verificar o comportamento dos elementos traço e
Terras Raras no perfil de intemperismo na zona das aloalteritas da mina Lagoa
D’anta os dados químicos de amostras do minério de manganês lenticular
foram normalizados pela amostra J-LD58, que corresponde a um exemplar
típico do protominério (Figs 4.35 , 4.36 e 4.37). Com relação a estes elementos
é importante pontuar:
(i)
Há forte enriquecimento nos teores de Ba, Sr, Zn, Cu, Co e Ni nas
amostras do minério quando comparadas com o protominério;
(ii)
Não houve variação nos valores de Rb nos conjuntos amostrados;
(iii)
Há enriquecimento bastante pronunciado nos elementos Terras
Raras do minério, podendo exibir valores até 100 vezes maiores do que o
protominério;
(iv) Com relação ao Ce as amostras do minério exibem um padrão
hibrido deste elemento, desde levemente positivos a fortemente negativos, o
que sugere migração desse elemento ao longo do perfil do solo;
(v)
No protominério há forte anomalia negativa de Er, ao passo que o
minério exibe padrão retilíneo, sugerindo uma possível concentração residual
deste elemento.
(vi) Por fim, o comportamento do Eu é bastante heterogêneo no
minério (Fig 4.37) denunciando anomalias levemente positivas e negativas,
além de uma forte anomalia negativa em uma amostra. Com o Eu tem
potencial iônico entre 1,0 e 1,5 e o mesmo possui afinidade como Ca, os
valores relativamente baixos neste elemento nas amostras do minério são, de
todo modo, esperado, uma vez que o Ca foi lixiviado.
153
Tabela 4.22: Análises químicas para elementos traços de amostras do minério de manganês
lenticular. As amostras apresentadas foram coletadas do open pit da mina Lagoa D’anta.
Amostra
Ni
Co
Cu
Zn
Rb
Sr
Ba
JE-17
203
401
338
534
21
238
>5000
JE-18
127
533
638
408
27
223
3772
JE-21
117
290
222
350
<10
280
105
JE-22
87
320
262
361
<10
272
>5000
JE-23
99
326
212
431
14
309
>5000
JE-24
112
290
221
344
12
306
228
JE-25
95
317
315
344
<10
221
>5000
JE-26
86
291
279
352
14
271
>5000
JE-27
15
154
85
149
<10
176
>5000
JE-28
91
261
230
306
<10
269
211
JE-29
111
291
300
365
10
254
>5000
JE-30
117
298
234
352
<10
284
56
Tabela 4.23: Análises químicas para elementos Terras Raras para amostras do minério de
manganês lenticular. As amostras apresentadas foram coletadas do open pit da mina Lagoa
D’anta.
Amostra
La
Ce
Nd
Sm
Eu
Gd
Dy
Er
Yb
Lu
LREE HREE
JE-17
320,2 384,9 178,8 33,4
7,7
33,9
31,9
17,2
17,4
2,6
917,3
110,6 1027,9
JE-18
435,7 228,9 239,3 44,3
11,7
49,8
47,8
28,1
27,7
4,2
948,2
169,3 1117,5
JE-21
185,9 263,8 156,1 28,6
7,2
26,5
20,8
10,5
10,1
1,5
634,4
76,4
JE-22
277,1 855,5 233,7 45,5
5,0
39,9
35,8
17,4
18,7
2,6
1411,8 119,3 1531,1
JE-23
343,2 907,6 280,5 53,3
7,9
50,5
44,3
22,3
24,0
3,5
1584,6 152,4 1737,0
JE-24
216,5 263,7 183,0 33,1
8,0
28,9
23,7
11,7
10,7
1,5
696,3
JE-25
265,8 978,8 241,6 48,6
13,5
37,8
32,6
16,1
17,9
2,5
1534,8 120,4 1655,2
JE-26
289,2 910,2 264,1 51,0
4,1
44,1
34,0
17,9
19,4
2,8
1514,5 122,3 1636,8
JE-27
106,5 525,4
16,6
0,1
13,2
10,0
4,6
4,2
0,6
734,3
32,6
766,9
JE-28
173,9 314,4 157,8 27,7
6,8
23,3
19,1
8,9
8,3
1,2
673,8
67,5
741,3
JE-29
258,6 768,9 239,3 46,8
2,1
38,5
32,5
16,7
17,8
2,5
1313,6 110,2 1423,8
JE-30
205,2 268,5 177,6 30,6
7,5
26,6
22,2
10,5
10,0
1,5
681,9
85,8
84,6
78,3
REE
710,8
780,9
760,2
154
Figura 4.35: Comparação das análises químicas para elementos maiores entre o minério de manganês lenticular (em roxo) normalizado para amostra JLD58, protominério de manganês da mina Lagoa D’anta. Os valores são expressos em porcentagem.
155
De acordo com estas analises, entende-se que a supergênese muito
provavelmente foi responsável pelo enriquecimento de elementos Terras Raras
nas aloalteritas. De acordo com Mason (1971) e Robb (2007), assim como ferro
e manganês, os elementos Terras Raras, de uma maneira geral, possuem
potencial iônico entre 3 e 10. De acordo com aqueles autores, esses valores
dificultam a mobilidade destes elementos químicos no meio exógeno e nestas
condições estes elementos são insolúveis e tendem a se concentrar
residualmente.
Portanto,
de
acordo
com
as
análises
anteriormente
apresentadas para as rochas do protominério e minério, a supergênese que já
havia sido demonstrada pelas feições de campo e petrográficas, foi o principal
processo acumulador de Mn e de elementos Terras Raras.
Utilizando o gráfico da figura 4.38, elaborado a partir de Choi & Hariya
(1992), na Mina de Lagoa D’anta, interpreta-se que a água meteórica foi o
principal fluido acumulador desses elementos.
Figura 4.36: Padrão dos elementos traço da Mina Lagoa normalizado para a amostra J-LD58
(protominério de manganês da mina Lagoa D’anta).
156
Figura 4.37: Padrão dos elementos Terras Rara normalizados para o folhelho de PAAS
(Mclennan et al. 1989). A linha azul claro é do protominério (J-LD58) e as roxas são dos
minérios de manganês lenticular.
Figura 4.38: Gráfico de Si x Al do minério de manganês da Mina Lagoa D’anta, indicando a
contribuição de água meteórica para os fluidos mineralizantes do minério manganesífero. A
partir de de Choi & Hariya (1992).
157
4.4. Discussão dos Resultados e Modelo de Evolução Metalogenética
Poucos trabalhos foram realizados sobre a evolução geológica do
Distrito Ferro-Manganesífero Urandi-Licínio de Almeida, podendo ser citados os
publicados por de Ribeiro-Filho (1968), Rocha (1990, 1991, 1998), Alves
(2008), Borges (2008, 2009), Cruz et al. (2009a, b) e Borges (2010). Rocha
(1990, 1991) Rocha et al. (1998) propuseram uma subdivisão estratigráfica das
rochas encaixantes e hospedeiras dos depósitos de manganês desse distrito
sugerindo a existência de duas bacias distintas, uma mais antiga, de idade
incerta, arqueana ou paleoproterozóica, associada com a Formação Tauape, e
uma mais recente e relacionada com o Grupo Borda Leste, do Supergrupo
Espinhaço, de idade estateriana. Para esse modelo os autores utilizaram como
critério a localização geográfica dos depósitos e sua proximidade com as
rochas do embasamento e do Supergrupo Grupo Espinhaço, respectivamente,
bem como a diferença do grau metamórfico entre as unidades hospedeiras do
minério. Nesse sentido, os autores consideraram que as rochas hospedeiras da
mineralização de manganês com menor grau metamórfico estariam associadas
com o contexto geológico do Supergrupo Espinhaço, ao passo que as rochas
com maior grau metamórfico, e com a presença de jacobsita, estariam
relacionadas com as unidades do embasamento. Nesta análise, os depósitos
de manganês da mina de Lagoa D’anta estariam relacionados as unidades da
base do Supergrupo Espinhaço.
Por outro lado, retomando a proposta de Moraes (1980), Borges (2008)
Borges et al. (2009), Cruz et al. (2009a, b) e Borges (2010) e baseando-se em
dados estratigráficos e petrológicos, em que pese a correlação das unidades e
a similaridade do grau metamórfico nas rochas classificadas por Rocha (1990,
1991) Rocha et. al.(1998) como Formação Tauape e Grupo Borda Leste
sugere-se que as rochas dessas duas unidades sejam agrupadas em uma
única sequência.
Com relação ao ambiente geotectônico relacionado com a deposição
das unidades da Seqüência Metavulcanossedimentar Caetité-Licínio de
Almeida, de acordo com a Dra. Simone C. P. Cruz (comunicação verbal) a
química das rochas vulcânicas máficas dessa seqüência sugere a existência de
um magmatismo de arco. Quanto a idade da bacia, até o momento nenhum
158
estudo geocronológico e isotópico foi realizado nas rochas associadas a este
pacote. Entretanto, alguns aspectos sugerem que esses depósitos estejam
associados ao Paleoproterozóico, quais sejam: (i) do ponto de vista dos
depósitos de manganês no contexto global, o período do Paleoproterozóico,
sobretudo entre 2,5-1,9Ga, foi a época mais pujante na deposição desse
elemento (Kasting 1978, Veizer et al. 1989, Roy 2006); (ii) a similaridade dos
depósitos do distrito com aqueles do Supergrupo Minas, no Quadrilátero
Ferrífero; (iii) zircões detríticos com idades em torno de 2.01 Ga foram
encontrados nos quartzitos dessa Sequência (Dra. Simone C. P. Cruz,
comunicação verbal).
A seguir é feita uma abordagem sobre as etapas de deposição do
protominério, bem como de metamorfismo e alterações hipogênica e
supergênica do depósito e formação do minério de manganês.
(i) Fase da evolução da Bacia Sedimentar
A partir dos dados geológicos levantados sugere-se que as formações
ferríferas bandadas os mármores da área em estudo foram depositadas no
contexto de uma bacia vulcanossedimentar. A hipótese da existência de uma
plataforma durante a deposição das rochas estudadas está baseada na
presença de rochas carbonáticas. Essas rochas estão intercalados com
pacotes de formações ferríferas bandadas, rochas vulcânicas máficas de arco
magmático (Fig. 4.39). A correlação destas características petrográficas com os
dados do comportamento químico das formações ferríferas, no tocante dos
elevados valores de Y, Sr, bem como das variações dos valores da razão
(Eu/Eu*)PAAS, sugerem contribuições hidrotermais de fumarolas oceânicas no
momento da deposição dessas rochas. Como o padrão do Eu em algumas
amostras demonstrou-se retilíneo ou com anomalias fracamente positivas (Fig.
4.32) e como há um enriquecimento Y e Sr, é possível fluidos de fumarolas
muito diluídas pelas águas oceânicas (Fig. 4.39).
159
Figura 4.39: Modelo proposto de evolução metalogenética do Depósito de Manganês da Mina Lagoa D’anta.
160
(ii) Fase de deformação e metamorfismo
As rochas da Seqüência Metavulcanossedimentar foram deformadas e
metamorfisadas (Fig. 4.39). A associação metamórfica progressiva é constituída
por espessartita, calcita, manganodolomita e tremolita nos mármores e rochas
calcissilicática; hornblenda e plagioclásio nas rochas máficas; jacobsita em
sedimentos ferro-manganesíferos; cummingtonita e quartzo em itabiritos e xistos
ferruginosos.
Segundo Bucher & Grapes (2011), em protólitos do tipo margas e
carbonatos a tremolita ocorre em temperatura a partir de 470º. Em condições de
temperatura em torno de 600º a paragênese formada por tremolita, dolomita e
calcita seria encontrada nessas rochas. Uma provável reação metamórfica seria:
5Dol + 8Qtz + H2O = Tr + 3Cal + 7CO2
Ainda de acordo com esses autores, a presença de hornblenda em
rochas máficas sugere temperatura entre 500º e 700º C. Com relação à
temperatura de equilíbrio da jacobsita sugere temperaturas de fácies anfibolito
médio, com temperatura entre 500°C e 700°C (Dasgupta et al. 1989, Buhn et al.
1995, Berad & Tracy 2002). Nesse sentido, sugere-se uma temperatura entre
600-700ºC para o metamorfismo progressivo das rochas estudadas na mina
Lagoa D’anta. A presença de clorita em rochas metamáficas pode sugerir um
metamorfismo retrógado fáceis xisto verde ou uma associação com processos
hidrotermais.
(iii) Fase de alteração hipogênica
Uma fase de alteração hipogênica, tardi-tectônica com relação às
estruturas deformacionais dúcteis identificada, foi responsável pela alteração
epigenética das rochas da Seqüência Metavulcanossedimentar Caetité-Licínio
de Almeida. O principal registro desse processo foi a presença de venulações e
bolsões
de
quartzo
(silicificação),
carbonato
(carbonatação),
magnetita
(enriquecido em ferro) e epídoto (epidotização), além do crescimento de
porfiroblastos de magnetita (Fig. 4.39). Somando-se a isso, microtesturas que
sugerem processo de substituição hipogênica a volume constante foi verificada,
por exemplo, pela substituição pseudomórfica da cummingtonita e da
161
manganodolomita pela magnetita. Contatos fortemente amebóides entre a
magnetita com cummingtonita, tremolita, manganodolomita e calcita estão
associados com estágios intermediários da substituição desses minerais pela
magnetita.
As
relações
de
inclusões
de
cummingtonita,
tremolita,
manganodolomita, calcita e quartzo na magnetita também sugerem um
crescimento da magnetita após o crescimento daqueles minerais. Somando-se a
isso, as venulações podem ser discordantes com a foliação e os porfiroblastos
de magnetita truncam a foliação metamórfica das rochas (Fig. 4.39).
Outro
aspecto relevante é a relação de inclusão ambígua entre o quartzo hidrotermal e
a magnetita, em que ora o quartzo está incluso na magnetita e ora esse mineral
está incluso no quartzo, sugerindo que houve crescimento coetâneo entre eles.
A alteração carbonática é posterior ao enriquecimento em ferro, tendo em vista
que os veios de calcita, em sua maioria, cortam os níveis ricos em magnetita. A
magnetita hidrotermal possivelmente é um retrabalhamento de óxidos de ferro
metamórficos presentes nas formações ferríferas.
Um aspecto importante relacionado com a alteração hidrotermal é a
presença de veios de cummingtonita que truncam o bandamento composicional
em itabiritos. A presença desse mineral em xistos pode estar associado, em
parte, com o metamorfismo regional de um protólito rico em ferro e em sílica e,
em parte, com a presença de hidrotermalismo.
(iv) Fase de alteração supergênica
Como consequência da atuação de água superficial, provavelmente em
condições de Eh oxidante e pH entre 5-8, processos supergênicos
influenciaram na alteração das composições química e mineralógica das
rochas da seqüência estudada (Fig. 4.40). No que diz respeito à 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.
Segundo Varentsov (1996), Roob (2007), Roy (2006), para haver a
concentração de depósitos de manganês supergênico é necessário que o
protominério contenha este elemento. Com efeito, o protominério da mina de
Lagoa D’anta possui teores que variam de 5-15% de MnO, petrográficamente
representado
pela
presença
da
manganodolomita,
espessartita,
162
manganocummingtonita. Durante a supergênese, a ação da água meteórica
está associada com regime de chuvas e com flutuações do nível freático. A
atuação desses agentes levou à alteração do protominério, tendo sido
responsável pela remoção quase completa de CaO e MgO (Fig. 4.40) e pelo
aumento nos teores de ferro e manganês em 45 e 313%, respectivamente, com
relação à composição do protominério. A sílica, que foi removida dos silicatos
de ferro, a exemplo da espessartita, cummingtonita, manganocummingtonita e
tremolita, migrou parcialmente do perfil e depositou-se na forma de
alteroplasma silicoso. Esta alteração também deu origem a argilominerais e
goethita/limonita. Situação semelhante ocorreu com o manganês em minerais
como
espessartita,
manganodolomita
e
manganocummingtonita.
Esse
elemento foi concentrado residualmente na forma de minerais secundários
neoformados, tendo sido identificada a criptomelana como mineral de minério.
Além desses elementos, as Terras Rara também foram concentradas em
aloalteritas, tendo sido identificado um aumento significativo nestes elementos
da ordem de 12.250% com relação ao protominério.
A alteração supergênica também atingiu os níveis ricos em jacobsita,
resultando na alteração parcial desse mineral para criptomelana.
Durante a alteração supergênica, além do clima, relevo e composição do
protominério, a presença de anisotropias deformacionais desenvolvidas no
protominério manganesífero, tais como plano de foliação, superfície de contato
entre rochas e fraturas, também foi um fator crucial na questão da circulação
de fluidos meteóricos e para a concentração residual do ferro e principalmente
o manganês. Com relação as formações ferríferas bandadas os processos de
alteração supergênica foram menos importantes, pelo menos no nível atual de
exposição das rochas. A presença de níveis ricos em cummingtonita é um
desafio para a explotação de ferro nessa mina.
163
Figura 4.40: Modelo de evolução micromorfológico proposto para explicar a alteração
supergênica do protominério manganês da mina Lagoa D’anta.
164
CAPÍTULO 5
ARCABOUÇO
ESTRUTURAL
DAS
ROCHAS
DO
DISTRITO
FERROMANGANESÍFERO CAETITÉ-LICÍNIO DE ALMEIDA NA MINA
LAGOA D’ANTA, BAHIA, BRASIL
Resumo
O Distrito Ferro-Manganesífero Caetité-Licínio de Almeida compreende a Sequência
Metavulcanossedimentar homônima, sendo esta uma das unidades arqueanapaleoproterozóicas do Bloco Gavião que foi envolvida em deformações
neoproterozóicas do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do
Espinhaço Setentrional, na porção setentrional do Orógeno Araçuaí. A mina Lagoa
D’anta representa um importante laboratório natural para o estudo das deformações
desse cinturão. Em Lagoa D’anta foram identificadas intercalações de itabiritos,
cummingtonita-xisto, mármores manganesíferos e calcíticos, rochas calcissilicáticas e
carbonato silicáticas, metavulcânicas máficas e o minério de manganês jacobsítico,
que foram metamorfizadas na fácies anfibolito. A supergênese levou a formação de
minérios lenticular pulverulento e o minério laterítico tipo canga. Estas unidades
apresentam trend geral NE-SW. Processos hidrotermais foram observados nessas
rochas pela presença de venulações de quartzo, calcita, epidoto, carbonato e
magnetita que truncam a foliação das rochas e a trama do metamorfismo progressivo.
O arcabouço estrutural predominante é constituído por estruturas compressionais que
denota uma historia evolutiva complexa. Apesar disso, foi possível hierarquizar quatro
fases deformacionais. A fase mais antiga, Dn-1, gerou um bandamento e uma
xistosidade Sn-1 que foi transposta pela foliação Sn da fase seguinte, Dn. Essas
estruturas foram dobradas pela fase Dn+1. A fase compressional seguinte, Dn+2,
levou à inversão das estruturas distensionais do aulacógeno do Paramirim, com
inversão e reativação de zonas de cisalhamento, dentre elas, a zonas de cisalhamento
Carrapato e formação das dobras com orientação NW-SE na mina de Lagoa D’anta.
Essa fase pode ser correlacionável com a que foi observada nas rochas do
Supergrupo Espinhaço. As fases Dn-1, Dn e Dn+1 possivelmente estão relacionadas
com deformações paleoproterozóicas desenvolvidas sob campo de tensão segundo
NW-SE, ao passo que as estruturas da fase Dn+2 associam-se com a estruturação do
Orógeno Araçuaí com campo de encurtamento segundo WSW-ENE.
.
165
Abstract
The Iron-Manganese District in focus comprises the Metavulcanosedimentary
Caetité-Licínio de Almeida Sequence, this being one of the ArcheanPaleoproterozoic units of Gavião Block that was involved in Neoproterozoic
deformations of the Fold Thrust Belt of Serra do Espinhaço, in the northern
portion of the Orogen Araçuaí. The mine of Lagoa D'anta, of this ironmanganese district, is an important natural laboratory for studying the
deformations of this belt. In Lagoa D'anta were identified intercalations of
itabirites, grunerita-schist, carbonate rocks rich in manganese (manganese
marbles) and metamargas (calcisilitic rocks), mafic metavolcanic (mafic schists)
and manganese ore jacobsítico, all metamorphosed in amphibolite facies. The
supergenesis led to the formation of mineral powder and lenticular lateritic ore
type, and the siliceous alteroplasma. These units are in general NE-SW trend.
Hydrothermal processes were also observed in these rocks by the presence of
venulations of quartz, calcite, epidote, carbonate and magnetite which truncate
the foliation of rocks and the progressive metamorphism. The predominant
structural framework consists of compressional structures denoting a complex
evolutionary history. Nevertheless, it was possible to rank four deformation
stages. The earliest phase, Dn-1, generated a banding and Sn-1 foliation, which
was transposed by the Sn foliation of the next phase, Dn. These structures
were folded by the phase Dn +1. The next compressional phase, Dn +2, led to
the inversion of extensional structures of the Paramirim aulacogen, with
inversion and reactivation of shear zones, among them the shear zones
Carrapato and the formation of folds with NW-SE direction in the mine pond
D’anta. This phase can be correlated with that observed in Espinhaço
Supergroup rocks. The phases Dn-1 Dn and Dn +1 are possibly related to
Paleoproterozoic deformations developed under stress field according to NWSE, while structures on the phase Dn +2 are associated with the structuring of
the Araçuai orogen with shortening field according to WSW-ENE.
5. Introdução
A mina Lagoa D’anta posiciona-se tectonicamente no Cinturão de
Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional, na parte
norte do Orógeno Araçuaí (Sensu Alkmim 2004, Cruz & Alkmim 2006, PedrosaSoares et al. 2007) (Figs. 5.1 e 5.2). Esse setor abriga elementos estruturais
que refletem a interação entre o Aulacógeno do Paramirim (Sensu PedrosaSoares et al. 2007) e as deformações compressionais do Orógeno Araçuaí em
função das colisões entre as placas São Francisco, Rio de la Plata e Amazônia.
Essas deformações, de idade neoproterozóicas, retrabalharam parcialmente as
estruturas mais antigas do Bloco Gavião que vêm sendo discriminadas por
Figueiredo (2009), Cruz et al. (2009), Barbosa & Cruz (2011), Medeiros et al.
(2011, submetido) e Figueiredo & Cruz (submetido).
166
A Sequência Metavulcanossedimentar Caetité Licinio de Almeida, de
idade provavelmente paleoproterozóica, é uma das unidades da porção sul do
cinturão endodérmico de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do
Espinhaço Setentrional. Essa seqüência compreende itabiritos, mármores
(calcíticos e manganesíferos), rochas calcissilicáticas e carbonato-silicaticas,
metavulcânicas máficas (xistos máficos), metapelitos com granada (xistos
aluminosos), quartzitos e grunerita xistos (Borges 2008, Borges et al. 2008,
2009; Cruz et al. 2009, Borges et al. 2010, Borges 2012).
Ao longo do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do
Espinhaço Setentrional (Fig. 5.2) hospedado nessa sequencia existe um total
de trinta e cinco minas de manganês (Fig. 5.3). As primeiras descobertas de
manganês na região ocorreram em 1948, e atualmente, a maior parte das
minas estão exauridas. Essa seqüência é uma das unidades geológicas do
Bloco Gavião que menos foi estudada nas últimas décadas, merecendo
destaque os trabalhos publicados em Moraes et al. (1980), Machado (1977,
1983), Souza et al. (1984, 1990), Rocha (1985, 1991, 1992), Rocha et al.
(1998) e Cruz et al. (2009).
167
Figura 5.1: O Orógeno Araçuaí no cenário do Gondwana, reconstruído pela justaposição de
modelos digitais de terreno da porção leste do Brasil. Fonte: Modificado de Alkmim et.
al.(2007).
168
Figura 5.2: Mapa da porção Setentrional do Orógeno Araçuaí com os principais traços
estruturais. ES- Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço
Setentrional, CD- Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Chapada Diamantina, SRPSaliência do Rio Pardo (Faixa Araçuaí). Zonas de cisalhamento: 1- Santo Onofre, 2- Muquém,
3- Carrapato, 4- São Timóteo, 5- Iguatemi, 6- Paramirim, 7- Brumado-Malhada de Pedras, 8Cristalândia, 9- Barra do Mendes- João Correia. Modificado de Cruz (2004).
169
Figura 5.3: Localização das minas de manganês na Sequência Metavulcanossedimentar
Caetité-Licínio de Almeida no Distrito Ferro-Manganesífero Caetité-Licínio de Almeida.
Modificado de Rocha (1991).
A mina Lagoa D’anta representa um laboratório natural em que as
rochas e estruturas metamórficas da Sequência Metavulcanossedimentar
Licínio de Almeida estão muito bem expostas. Nesse sentido, o objetivo
principal desse trabalho é apresentar o arcabouço estrutural presente nesta
170
mina e correlacionar com os modelos tectônicos regionais, com vistas a
colaborar com o estudo da evolução dessa sequência e do seu embasamento
na porção setentrional do Orogeno Araçuaí, no sudoeste da Bahia. Ressalta-se
a importância desse trabalho tendo em vista que ele vem dar sequência às
pesquisas antigas realizadas por Machado (1977, 1983) e Souza et al. (1984,
1990).
5.1 Contexto Geológico Regional
O Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço
Setentrional compreende unidades do Bloco Gavião, além da Suíte Intrusiva
Lagoa Real e unidades do Supergrupo Espinhaço (Figs. 5.2 e 5.4). No Bloco
Gavião podem ser reconhecidos os Complexos Gavião e Santa Isabel, além de
seqüências metavulcanossedimentares, dentre elas, a Seqüência CaetitéLicínio de Almeida (Sensu Cruz et al. 2009). No Complexo Gavião afloram
ortognaisses de composição TTG, migmatitos e granitóides de idade arqueana
(Cordani et. al.1985, 1992; Martin et. al.1991, 1997; Marinho 1991, Nutman &
Cordani 1993, Cunha et. al.1996a,b, Bastos-Leal et. al.1996; 1998, Santos
Pinto 1996, Santos-Pinto et al., 1998 e submetido; Bastos-Leal 1998, Peucat et.
al.2002). Por sua vez, o Complexo Santa Isabel (Fig. 5.4) é constituído por
ortognaisses com níveis tonalíticos, granodioríticos e graníticos com enclaves
de anfibolitos e metapiroxenitos, além de eclogitos, gnaisses kinzigíticos,
rochas calcissilicáticas, formações ferríferas bandadas, serpentina mármores,
rochas ultramáficas xistificadas e migmatitos granulíticos (Barbosa & Moutinho
da Costa 1973, Portela et. al.1976, Moutinho da Costa & Silva 1980, Fernandes
et. al.1982, Santos, 1999, Arcanjo et. al.2000, Delgado et. al.2004, Medeiros et.
al.2011, Barbosa & Cruz 2011).
171
Figura 5.4: Mapa geológico do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do
Espinhaço Setentrional a sul da cidade de Caetité. A seta azul indica a localização da Mina
Lagoa Danta. Modificado de Cruz et al. (2009).
As rochas arqueanas estão intrudidas por granitóides riacianoorosirianos e estaterianos (Santos-Pinto 1996, Santos-Pinto et al. 1998,
Arcanjo et al. 2000, Bastos-Leal 1998, Bastos Leal et al. 2000, Menezes-Leal et
al. 2005, Cruz et al. submetido). Os granitóides riaciano-orosirianos
apresentam-se,
em
geral,
pouco
deformados
e
a
deformação
é
preferencialmente acomodada em zonas de cisalhamento. Predominam rochas
cálcio-alcalinas (Menezes-Leal et al. 2005) com idades U-Pb que variam entre
1.944±7 Ma e 2140±9 (Cruz et al. submetido). Neste contexto, destaca-se o
granodiorito Humaitá (Fig. 4), que compreendem rochas de cor cinza,
fracamente foliadas, com assinatura química de rocha de arco magmático
(Cruz et al. submetido). Por sua vez, a Suíte Intrusiva Lagoa Real, de idade
estateriana, compreende sienitos, álcali-feldspatos granitos e sienogranitos que
foram gnaissificados em zonas de cisalhamento. Estas rochas são alcalinas de
ambiente intraplaca continental (Teixeira 2000, Machado 2008) e marcam a
fase inicial de instalação do Aulacógeno do Paramirim (Sensu Pedrosa-Soares
172
et al. 2000). Idades U-Pb (zircão, titanita) em torno de 1.7 Ga foram obtidas
para essas rochas por Turpin et al. (1988), Cordani et al. (1992) e Pimentel et
al. (1994).
O Supergrupo Espinhaço, de idade de idade estateriana-esteniana
(Guimarães et al. 2005), compreende uma seqüência siliciclástica contendo
rochas vulcânicas félsicas nas unidades basais com idades U-Pb (zircão,
SHRIMP) de 1731±5Ma e 1582±8Ma (Danderfer et al. 2009). Na porção sul do
Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço
Setentrional (Fig. 5.4) afloram as unidades do Grupo Santo Onofre, que
compreende, da base para o topo, as formações Fazendinha (metarenito
feldspático e metaquartzarenito com estatificações planoparalela, cruzadas
tangencial, acanalada e de grande porte a gigantes), Serra da Vereda
(metaconglomerado oligomítico matriz-sustentado), Serra da Garapa (filito e
metapelito
hematíticos,
grafitosos
e/ou
manganesíferos
e
sericíticos,
interestratificados com metarenito feldspático e metaquartzarenito) e Boqueirão
(Guimarães et al. 2012, no prelo). Estas rochas estão cortadas por diques
máficos gabróicos e toleíticos, distinguidos através de idade U-Pb (zircão) em
dois grupos: Grupo I: 1492± 16 Ma (Loureiro et al. 2010); 1514 Ma (Babinsnky
et al. 1999) e 1496 Ma (Guimarães et al. 2005); Grupo II- 854 ± 23 Ma
(Danderfer et al. 2009) e 834 Ma (Loureiro et al. 2010).
Com relação à Geologia Estrutural, os estudos recentes realizados por
Cruz & Alkmim (2006) sugerem a existência de três conjuntos de estruturas na
porção setentrional do Orógeno Araçuaí: (i) estruturas mais antigas que o
Aulacógeno do Paramirim, que são exclusivas do embasamento do
aulacógeno, ou seja, que refletem a evolução arquena-paleoproterozóica do
Bloco Gavião; (ii) estruturas distensionais relacionadas com a evolução do
Aulacógeno do Paramirim, desde o Estateriano até o Esteniano; e
(iii)
estruturas relacionadas com a inversão do Aulacógeno Paramirim e que
retrabalharam as estruturas anteriores, tendo sido igualmente identificadas nos
Supergrupos Espinhaço e São Francisco.
Recentemente, na região a oeste do Cinturão de Dobramentos e
Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional, Medeiros et al. (2011,
submetido) identificaram estruturas deformacionais dúcteis no Complexo Santa
Isabel que são semelhantes àquelas do embasamento a leste desse cinturão
173
conforme Cruz et al. (submetido). As fases deformacionais interpretadas por
Medeiros et al. (2011), no Complexo Santa Isabel, são apresentadas na tabela
1. De acordo com Medeiros et al. (2011), uma parte das estruturas identificadas
e apresentadas na tabela 1, está associado com o metamorfismo de fáceis
anfibolito, cujo pico metamórfico ocorreu entre 2.09 e 2.05Ga. Um outro
conjunto, de idade mais recente e associado ao Neoproterozoico foi
interpretado por aquele autor. De acordo com Cruz et al.(em preparação), estas
estruturas foram responsáveis pelo cavalgamento de unidades do Complexo
Santa Isabel em unidade do Supergrupo São Francisco.
De acordo com Cruz et al. (2009), a mina Lagoa D’anta encontra-se
posicionada entre duas zonas de cisalhamento que possivelmente apresentam
uma evolução polihistórica desde o paleoproterozóico (Fig. 5.4). Estas
estruturas
representam
displays da
zona
de
cisalhamento Carrapato
(Danderfer, 2000). No Neoproterozoico essas estruturas justapõem unidades
do Bloco Gavião sobre as rochas do Supergrupo Espinhaço e pode ser
correlacionadas com as estruturas compressionais da fase Dn+2 de Medeiros
et al. (submetido)
(Tabela 1) e são subsidiárias à zona de cisalhamento
Carrapato.
O mapa com as principais estruturas da região da mina Lagoa D’anta
está apresentado na figura 5.5. Nessa figura pode ser verificado um trend
principal com orientação NNE-SSW e estruturas assintóticas com orientação
NE-SW. A figura 5.6 representa uma seção esquemática na área de trabalho e
nela pode ser localizada a zona de cisalhamento Carrapato e suas estruturas
subsidiárias. De acordo com a figura, de leste para a oeste pode ser observado
a justaposição tectônica do Granito de Humaitá sobre a Seqüência
Metavulcanossedimentar Caetité-Licínio de Almeida e desta sobre as unidades
do Supergrupo Espinhaço. Possivelmente, estas estruturas reativaram zonas
de
cisalhamento
antigas,
transpressionais
sinistrais,
que
podem
ser
regionalmente encontradas no Complexo Santa Isabel (Medeiros et al. 2011,
Figueiredo & Cruz, submetido, Cruz et al., em preparação).
174
Tabela 5.1: Correlação estrutural entre as estruturas deformacionais identificadas na Mina Lagoa D’anta e aquelas descritas no Complexo Santa Isabel por Medeiros et al.
(submetido).
Fases
regionais
deformacionais
segundo
Estruturas deformacionais
Fases
deformacionais
no Complexo Santa Isabel
identificadas
na
mina
Estruturas deformacionais
Relação
na mina de Lagoa D’anta
deformacionais
Lagoa D’anta
Medeiros et al. (submetido)
das
fases
com
o
metamorfismo progressivo
Idade
provável
da
Campo de tensão na mina
deformação na mina Lagoa
Lagoa D’anta deduzidas a
D’anta
a
e com o hidrotermalismo
partir
das
estruturas
dúcteis
na mina Lagoa D’anta
Dn-1
Bandamento gnáissico Sn-
Dn-1
1
Dn
boudin
e
Dn
dobras
Dobras
zonas
de
com
Dn+1
cisalhamento
de
Bandamento e xistosidade
Metamorfismo progressivo
Paleoproterozóica
Compressional
(WNW-ESE) a NW-SE)
Dobras
com
charneira
Metamorfismo progressivo
Paleoproterozóica
preferencialmente
Compressional
(WNW-ESE) a NW-SE)
orientada segundo ENE-
transpressionais sinistrais
Zonas
?
intrafoliais
associadas
NNE-SSW
Dn+2
Paleoproterozóica
Sn; Lxn, boudin e dobras
intrafoliais
Dn+1
Metamorfismo progressivo
Sn-1
Bandamento gnáissico Sn,
Lxn,
Bandamento e xistosidade
cisalhamento
WSW
Dn+2
Dobras
suaves
com
NNE-SSW
charneira
transpressionais destrais e
segundo NW-SE; zona de
orientada
WNW-ESSE
cisalhamento Carrapato e
transpressionais sinistrais
estruturas subsidiárias
Hidrotermalismo
Neoproterozoico
Compressional
(WSW-ENE)
175
Figura 5.5 : Mapa de lineamentos estruturais da região da Mina Lagoa D’anta. Extraído a partir
de Cruz et al. (2009) .
176
Figura 5.6: Seção geológica da área de estudo, com posicionamento estrutural da mina de
Lagoa D’anta no Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço
Setentrional. A localização da seção está apresentada na figura 5. 5.
5.2 GEOLOGIA DA MINA LAGOA D’ANTA
5.2.1 Unidades Identificadas
O mapeamento geológico da mina Lagoa D’anta permitiu a identificação
de rochas encaixantes da mineralização (itabiritos, cummingtonita-xisto,
metavulcânicas máficas e mármores calcíticos) e rochas hospedeiras da
mineralização
(espessartita
mármores
manganodolomíticos,
rochas
carbonatos-silicáticas e calcissilicáticas com manganodolomita e espessartita),
bem como o minério de manganês jacobsítico, todas metamorfizadas no fácies
anfibolito. Somando-se a eles tem-se o minério jacobsítico metamórfico, assim
como os minérios lenticular, pulverulento, com geometria irregular e distribuição
errática. Ocorrendo na porção superficial registra-se o minério laterítico tipo
canga (Figs. 5.7 e 5.8), neste caso, produtos da alteração supergênica do
protominério mármore manganodolomítico com espessartita. A geometria geral
é uma megasinforme com limbo revirado que está balizada por zonas de
cisalhamento transpressionais (Fig. 5.7).
As formações ferríferas, representadas por itabiritos e cummingtonitaxistos (Fig. 5.9a) possui espessura que atinge 15 metros, possuem magnetita,
quartzo e cummingtonita. A magnetita é parcialmente substituída pela martita
177
nos itabiritos. Nestas rochas o bandamento metamórfico é marcado pela
alternância de níveis com proporção variada deste minerais. Os mármores (Fig.
5.9b) representam as principais rochas da mina, com carbonato de composição
calcítica
e
manganodolomítica.
Minerais
como
espessartita,
manganocummingtonita tremolita-actinolita são observados nestas rochas. A
microestrutura predominante é a granoblástica poligonal, mas a orientação
preferencial dos anfibólios pode ocorrer marcando a foliação metamórfica da
rocha (microestrutura nematoblástica). Estes últimos constituem o protominério
de
manganês.
Associados
subordinadamente,
rochas
com
estas
calcissilicáticas
rochas
e
são
carbonato
encontradas,
silicaticas.
A
mineralogia metamórfica é constituída por manganodolomita, cummingtonita,
espessartita, tremolita-actinolita, ankerita e magnetita. Rochas metavulcânicas
máficas com magnesiohornblenda, tremolita, titanita e plagioclásio ocorrem
intercaladas com mármores, rochas calcissilicáticas e carbonato silicaticas (Fig.
5.9c). Essa intercalação, possivelmente, é uma feição primária preservada (S0).
A mineralogia metamórfica progressiva dessas rochas e constituída por
magnesiohornblenda, andesina e titanita e a regressiva por tremolita-actinolita
e clorita.
A mineralogia de alteração hidrotermal é observada nestas rochas e
evidenciada pela presença de veios de quartzo, calcita, epídoto, carbonato e
magnetita que truncam estruturas dúcteis. O protominério carbonático e o
minério jacobsítico foram alterados por processos supergênicos que levou à
concentração do manganês transformando-o em minério economicamente
explotável (Fig. 5.9d). Este minério é rico em criptomelana e quase sempre
associado a um material microcristalino silicoso, que é produto da alteração da
granada em óxido de manganês denominado de alteroplasma (Sensu Delvigne
1998) silicoso (Fig. 5.9e) (Borges 2008, Borges et al. 2008, 2009; Borges et al.
2010, Borges 2012).
178
Figura 5.7: Mapa
geológico da mina Lagoa D’anta.
179
Figura 5.8: Distribuição das unidades da Mina de Lagoa D’anta em furos de sondagem. Notar a
presença de dobras parasíticas da fase Dn+1.
180
Figura 5.9: Unidades cartografadas na mina Lagoa D’anta: a) itabirito; b) magnetita-espessartitamármore; c) rocha metamáfica (amostras J-LD26 furo de sondagem LDDFS038); d) minério de
manganês lenticular pulverulento; e) alteroplasma silicoso.
5.3 Arcabouço Estrutural
(i) Caracterização das estruturas
O levantamento estrutural realizado na mina Lagoa D’anta permitiu identificar
um conjunto de estruturas dúcteis e rúpteis. A estrutura deformacional mais antiga é
um bandamento que foi observado em dobras intrafoliais nos itabiritos (Fig. 5.10a). A
estrutura dominante na mina é uma xistosidade (Sn) (Figs. 5.7 e 5.9a) que se orienta
paralela ao bandamento, em geral, segundo NE-SW, com plano máximo N155º/18º
181
(Fig. 5.11a). Predominam as estruturas são de baixo a médio ângulo de mergulho,
com ângulo máximo de 40º. A foliação Sn é marcada pela orientação preferencial
de: (i) cummingotnita, quartzo e magnetita nos itabiritos; (ii) cummingtonita nos
cummingtonita-xistos; (iii) cummingtonita e tremolita-actinolita nos mármores, e; (iv)
tremolita e magnesiohornblenda nas rochas metamáficas. Esta foliação ocorre
paralelizada
com
o
bandamento
composicional
que
orientam
as
rochas
metamórficas presentes na mina (Figs. 5.7, 5.8 e 5.10b).
Uma lineação de estiramento mineral (Lxn) foi identificada que posiciona-se
preferencialmente segundo N093º/13º (Fig. 5.11b). Além disso, níveis quartzosos
encontram-se boudinados (Fig. 10c). Em geral, os boudins são simétricos e, em seu
entorno, dobras de boudinagem são encontradas envolvendo a Sn.
A foliação Sn encontra-se rotacionada por dobras com duas escalas de
hierarquias (Figs. 5.7, 5.8 e 5.10d,e,f). Essa é a segunda estrutura de maior
importância na mina. A envoltória principal é uma mega sinforme recumbente a
horizontal fortemente inclinada (Sensu Fleuty 1964). No caso das dobras horizontal
fortemente inclinadas, o plano axial mergulha para SE e, por tanto, a vergência é
para NW. Um dos flancos dessas dobras encontra-se revirado. As dobras são
acilíndricas, desarmônicas com charneira arredondada. Essas dobras, de hierarquia
maior, hospedam parasíticas, de hierarquia menor, que são assimétricas em S e Z e
simétricas
em
M.
A
linha
de
chaneira
dessas
estruturas
posiciona-se,
preferencialmente, segundo N080º/11º (Fig. 5.11c). Comparando-se os gráficos das
figuras 5.10b e 5.10c verifica-se que os valores modais dessas estruturas estão
defasadas de 13º, mas um amplo espalhamento na distribuição delas pode ser
observado.
182
Figura 5.10: Estruturas deformacionais da Mina Lagoa D’anta: a) dobra isoclinal intrafolial sem raiz
envolvendo a Sn-1; b) bandamento composicional, nesse caso marcado pela alternância de níveis
ricos em cummingtonita xisto, máficas (nível escuro) e mármores manganodolomítico (nível claro)amostra J-LD12, furo de sondagem LDDFS038; c) boudin simétrico de veio de quartzo em
espessartita-tremolita mármore manganodolomítico; d, e) dobras assimétricas parasítica em furo de
sondagem (amostra J-LD65, furo de sondagem LDDFS090) e em afloramento, respectivamente; f)
dobra simétrica parasítica em afloramento. Em todos os casos, visada em seção.
183
Figura 5.11: Representação estereográfica das estruturas cartografadas na Mina de Lagoa D’anta. a)
Diagrama de isodensidade polar dos planos da foliação (Sn); b) diagrama de isodensidade para a
lineação de estiramento mineral (Lxn); c) diagrama de isodensidade para a linha de charneira (Lbn).
Hemisfério Inferior, diagrama de igual área. N= número de medidas.
Um segundo conjunto de dobras com orientação geral da charneira
posicionada em NW-SE pode ser encontrado na mina. Nesse caso, as dobras são
suaves a abertas, com charneira subhorizontal e plano axial subvertical. Essas
estruturas, de baixa intensidade de deformação, estão associadas com zonas de
cisalhamento reversas destrais subsidiárias à zona de Cisalhamento Carrapato, que
justapõem
o
Granodiorito
Humaitá
sobre
as
rochas
da
Sequência
Meravulcanossedimentar Caetité-Licínio de Almeida e esta unidade sobre as rochas
do Supergrupo Espinhaço. Essas zonas de cisalhamento não foram observadas na
mina estudada, mas seus efeitos possivelmente estão relacionados com o intenso
hidrotermalismo localmente associado com estruturas rúpteis (Fig. 5.12). Vinculado a
esse hidrotermalismo tem-se a formação de venulações de quartzo, calcita, epidoto,
carbonato e magnetita que truncam as estruturas anteriormente descritas.
(ii) Fases deformacionais na Mina de Lagoa D’anta e correlações regionais
O levantamento estrutural na Mina de Lagoa D’anta permitiu a identificação
de quatro fases deformacionais compressionais (Fig. 5.13). Essas fases foram
correlacionadas com os resultados obtidos por Medeiros et al. (2011) e Medeiros et
al. (submetido) para a região a oeste da área de estudo (Fig. 5.3), que abordou o
Complexo Santa Isabel (Tabela 5.1). A correlação entre metamorfismo prógrado e
hidrotermalismo com as fases de deformações identificadas na mina Lagoa D’anta
também foi apresentada nesta tabela. De acordo com a análise estrutural
apresentada pode-se verificar que as fases deformacionais Dn-1, Dn, Dn+1
184
identificadas na mina em estudo são correlacionáveis com as estruturas de mesma
hirerarquia obtida por Medeiros et al. (2011, submetido). A orientação preferencial
das dobras dessa fase é defasada em, aproximadamente, 50º com relação à
orientação das dobras Dn+1’ obtida por Medeiros et al. (submetido). Essa
discrepância pode estar relacionada com a presença dobras em è-chellon
associadas a sistemas transpressionais de zonas de cisalhamento com trend geral
NNW-SSE nucleadas durante as deformações da fase Dn+1 identificada por
Medeiros et al. (submetido). Possivelmente, essas zonas rotacionaram as estruturas
da fase Dn+1’ nucleadas sob campo de tensão NW-SE (Fig. 5.13). Baseado nas
idades U-Pb (Zircão, SHRIMP) em torno de 2.09 Ga obtidas por Medeiros et al.
(2011, submetido), essas deformações foram interpretadas por aqueles autores
como estando relacionada com o retrabalhamento paleoproterozóico das rochas
arquenas no Bloco Gavião.
Figura 5.12: a) Veios de calcita e magnetita em rocha máfica (amostra J-LD62, furo de sondagem
LDDFS039); b) veios de calcita e magnetita em rocha máfica (amostra J-LD26, furo de sondagem
LDDFS038).
No Estateriano as estruturas das fases Dn e Dn+1 foram reativadas e
invertidas durante a formação do Aulacógeno do Paramirim (Sensu Pedrosa-Soares
et al. 2001), com reativação de estruturas, em geral, N-S. No final do
Neoproterozoico, essas zonas foram novamente reativadas e invertidas como zonas
de
cisalhamento
transpressionais
destrais.
Essa
deformação
provou
o
desenvolvimento de dobras abertas na Seqüência Metavulcanossedimentar CaetitéLicínio de Almeida com orientação NW-SE. Desta forma, a zona de cisalhamento
Carrapato apresenta uma evolução polihistórica com sucessivas reativações e
inversões tectônicas. No Neoproterozoíco esta zona de cisalhamento foi responsável
185
por justapor as unidades do embasamento do Bloco Gavião sobre as unidades do
Supergrupo Espinhaço.
Figura 5.13: Modelo deformacional proposto para mina Lagoa D’anta e correlação regional.
186
O padrão de superposição de deformação em boumerangue é esperado em
escala regional para a interação entre as fases deformacionais Dn/Dn+1
(paleoproterozóico) e Dn+2 (Neoproterozoico). Campo de tensão semelhantes aos
que foram interpretados nesse trabalho e por Medeiros et al. (2012) também foram
obtidos por Cruz (2004), Cruz & Alkmim (2006), Cruz et al. (2007a, b), Figueiredo
(2009), Cruz et al. (2009) e Figueiredo & Cruz (submetido).
5.4 Conclusões
A partir do que foi apresentado, pode-se concluir que na mina Lagoa D’anta
ocorrem unidades da Seqüência Metavulcanossedimentar Caetité-Licínio de
Almeida, que compreende itabiritos, cummingtonita-xisto, mármores calcíticos e
manganesíferos, rochas calcissilicáticas, carbonato-silicáticas, metamáficas e o
minério de manganês jacobsítico, todas metamorfisadas na fácies anfibolito. O
mármore manganodolomítico sofreu supergênese formando os minérios pulverulento
e laterítico tipo canga
Nesse laboratório natural predomina um acervo de estruturas compressionais
e correlações regionais podem ser realizadas a partir de modelos deformacionais
propostos por outros autores. O registro estrutural mais antigo na mina de Lagoa
D’anta associa-se com as fases Dn-1, Dn e Dn+1 que foram geradas sob campo de
tensão NW-SE. Essas fases de deformação foram responsáveis por transposições
que
re-restruturaram
os
contatos
entre
as
unidades,
bem
como
pelo
desenvolvimento de dobras e zonas de cisalhamento transpressionais sinistrais.
O conjunto mais novo de estruturas deformacionais compressionais é da fase
de deformação Dn+2 e foi gerado sob campo de tensão WSW-ENE. Essa
deformação foi responsável pela formação de dobras abertas com orientação NWSE nas unidades da mina de Lagoa D’anta, bem como pela justaposição das
unidades da Sequencia Metavulcanossedimentar Caetité-Licínio de Almeida e
ortognaisses do Bloco Gavião sobre as unidades do Supergrupo Espinhaço através
de zonas de cisalhamento transpressionais destrais. Desta forma, reconhece-se um
acervo estrutural complexo e marcado por sucessivas reativações e inversões
tectônicas.
187
Agradecimentos
Os autores querem expressar seus agradecimentos à Companhia Baiana de
Pesquisa Mineral-CBPM e ao Curso de Pós-Graduação da Universidade Federal da
Bahia pelo apoio às pesquisas realizadas, bem como ao CNPq pela bolsa
Produtividade em Pesquisa (Processo 307590/2009-7) de Simone C. P. Cruz, pelo
projeto Edital Universal (Processo 473806/2010-0) e pela bolsa de mestrado de
concedida a Jofre de Oliveira Borges.
188
CAPÍTULO 6
6.1 CONCLUSÕES
A partir do que foi apresentado e discutido, pode-se concluir o seguinte:
1)
Na mina de Lagoa D’anta as rochas encaixantes da mineralização
manganesífera são formações ferríferas bandadas, metavulcanitos máficos e
mármores calcíticos. As rochas hospedeiras (protominério) do minério
manganesífero compreendem mármores manganodolomíticos e rochas
calcissilicáticas manganesíferas;
2)
Conforme estudos realizados no depósito em questão, bem como
no que diz respeito às pesquisas relacionadas às principais épocas metalogenéticas
de deposição do manganês no mundo, sugere-se que o deposito de Lagoa D’anta
provavelmente depositou-se no Paleoproterozóico estando associado a evolução da
Seqüência Metavulcanossedimentar de Caetité-Licínio de Almeida, de mesma idade;
3)
A associação litológica entre formações ferríferas bandadas,
carbonatos, rochas máficas e depósitos manganesíferos, bem como o
comportamento químico dos elementos traço e terras raras destas rochas sugerem
que o ambiente deposicional provável para a Seqüência Metavulcanossedimentar de
Caetité-Licínio de Almeida foi marinho plataformal tendo como fonte dos metais
contribuições hidrotermais distais associadas a emanações vulcânicas submarinhas
de fumarolas;
4)
De acordo com os estudos macroscópicos e microscópicos bem
como de química mineral pode-se concluir:
a. Os minerais relacionados ao metamorfismo progressivo são:
cummingtonita, quartzo e magnetita (formações ferríferas bandadas);
magnesiohornblenda, titanita e plagioclásio (metavulcânicas máficas); calcita,
tremolita
e
biotita
(mármores
calcíticos);
ankerita,
manganodolomita,
189
manganocummingtonita, hematita e tremolita (mármores dolomíticos); jacobsita
(sedimentos ferromanganesíferos);
b. A associação mineralógica relacionada a evolução hipogênica é
constituída por: calcita, granada, magnetita, actinolita, turmalina e quartzo
(formações ferríferas bandadas); clorita, calcita, magnetita, quartzo, turmalina e
epídoto (metavulcânicas máficas); quartzo, espessartita, magnetita e hematita
(mármores manganodolomíticos);
c. Minerais supergênicos: alteroplasma silicoso, goethita, limonita,
martita e hidróxidos de manganês (formações ferríferas e rochas máficas); goethita,
limonita, martita e criptomelana (mármores calcíticos); martita e criptomelana
(mármores dolomíticos);
5)
Os minerais que possuem evolução e crescimento sin-tectônico
como cummingtonita, quartzo, magnetita, magnesiohornblenda, titanita e
plagioclásio (andesina) estão estabilizados no metamorfismo do fáceis anfibolito, em
uma faixa de temperatura entre 600-700°C e pressão entre 3-5kbar;
6)
Do ponto de vista estrutural foi possível hierarquizar quatro fases
deformacionais, quais sejam:
a. a mais antiga, Dn-1, gerou um bandamento composicional e uma
xistosidade Sn-1;
b. este bandamento foi transposto pela foliação Sn da fase seguinte, Dn.
c. A fase Dn+1 foi responsável pelo dobramento das estruturas da fase Dn;
d. a fase compressional seguinte, Dn+2, levou à inversão das estruturas
distensionais do aulacógeno do Paramirim, com inversão e reativação de zonas de
cisalhamento, dentre elas, a zonas de cisalhamento Carrapato e formação das dobras com
orientação NW-SE na mina de Lagoa D’anta. Essa fase pode ser correlacionável com a que
foi observada nas rochas do Supergrupo Espinhaço.
e. as fases Dn-1, Dn e Dn+1 possivelmente estão relacionadas com
deformações paleoproterozóicas desenvolvidas sob campo de tensão segundo NW-SE, ao
passo que as estruturas da fase Dn+2 associam-se com a estruturação do Orógeno Araçuaí
com campo de encurtamento segundo WSW-ENE;
7)
A fase relacionada ao hidrotermalismo foi identificada por:
a. presença de venulações e bolsões de quartzo (silicificação),
carbonato (carbonatação), magnetita (alteração férrica) e epídoto (epidotização), além
do crescimento de porfiroblastos de magnetita.
b. presença de feições que sugerem processos envolvendo substituição
a volume constante, como por exemplo, a substituição pseudomórfica de
cummingtonita e manganodolomita por magnetita.
190
c. as
relações
de
inclusões
de
cummingtonita,
tremolita,
manganodolomita, calcita e quartzo na magnetita sugerem um crescimento da
magnetita após o crescimento daqueles minerais.
d. a presença de veios de cummingtonita truncando o bandamento
composional dos itabiritos;
8) Ainda com relação à alteração hipogênica, pode-se concluir que:
a. a relação de inclusão ambígua entre o quartzo hidrotermal e a
magnetita, em que ora o quartzo está incluso na magnetita e ora esse mineral está
incluso no quartzo, sugere que houve crescimento coetâneo entre eles.
b. a alteração carbonática é posterior à alteração rica em ferro, tendo
em vista que os veios de calcita, em sua maioria, cortam os níveis ricos em
magnetita.
c. a magnetita hidrotermal possivelmente representa sobrecrescimento
a partir da magnetita metamórficas presentes nas formações ferríferas.
9)
A evolução supergênica do protominério de manganês está
relacionada aos processos intempéricos atuantes no Terciário, relacionada a
presença de água meteórica associada a flutuações do nível freático. Como produto
deste processo pode-se indicar que há:
a. Maturação do perfil de solo com espessura de 30 m;
b. Alteração pseudomórfica dos silicatos de ferro para goethita, limonita
e alteroplasma silicoso; da manganodolomita, manganocummingtonita e espessartita
para criptomelana; bem como da magnetita para martita;
c. Reconcentração residual e crescimento do volume do depósito de
manganês, tendo um fator de aumento da ordem de 314% do MnO
d. Concentração residual dos elementos terras raras foi de
aproximadamente 12.250%.
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