i T U ' i ' 0 I ! . I ; k

••: ( ., :; li I r\ !*, C, E O Q U Í M I C A i.' O I.: M A .'* M C c E 3 EI

(.: r. '. i; .) : 1 I, 1 C A 1 'A D i S 1 P 1 R A — B A H I A

W }<[!'. ' 1 i iv> i A! U I ; t.'i. iVWidA

oALVADOK - 197J

TRABALHO APRESENTADO PARA CONCLUSÃO

DO MESTRADO EM GEOCIÊNCIAS

ESTE TRABALHO FAZ PARTE DO PROJETO DE GEOQÜIMICA,

FINANCIADO PELO CNPq. E RNEP

ORIENTADOR ••

Dr IAN McREATH

M-\>eui\jrq'&£. mJ'£Jfí*fr\

UNIVERSIDAOE FEDERAL ÚA BAHIA \. INSTITUTO DE GEOC ENCIAS DEPARTAMENTO DE GEOQÜIMICA

MARIA ALBA FARIAS TANNER DE OLIVEIRA

SALVADOR-1976 i

R E S U M O J

Os mármores e os diopsiditos da Serra das Panelas, Ipirã-Ba.,

foram submetidas a análises: petrográficas, químicas de ele­

mentos maiores, traços eJferras_Raras, isotopicas de estrôn-

cio, carbono e oxigênio além de determinações geocronológicas.

As idades determinadas correspondem ao Ciclo Orogenético Trans_

amazônico, quando deu-se as intrusões de pegmatitos alcalinos

sieníticos, estos rcsponróvols pM,i formação dos dopfinitoa de

apatita, migmatização das rochas de composição graniitica, meta-

morfisrco a altura da fácies anfibolítica dos mármores, diopsi-

ditosvbiotita-grafita xistos. Estas rochas ocorrem sob a forma

de lentes alongadas e paralelas ã foliação dos granolitos e gra

noblastitos, concluindo-se que as idades encontradas são do me- %

tamorfismo trans amazônico, sendo fique Ias rochas polimetamõrfi-

caá% cujo metamorfismo inicial atinciu a fácies granulítica,j de 18

idade Arqueana, confirmada pelos '/alorns ncjntrados; para O,

ps quais conferem aos mármores idade absoluta em torno de

JI«500.._m._a.jL; j j

A mineralogia e as relações texturais conferem aos mármores as­

pecto lnvulgar, chegando-se a pensar tratar-se de carbonatitps..

13 18 Os dados petroquímicos e a geoquímica de Isótopos de C e 0

i.ndicam que os mármores e os diopsiditos forarn formados» a partir

de carbonatos marinhos antigos; a geoquímica das Terras Raras

sugere que aquelas rochas estão muito mais relacionadas a rochas

alcalinas e carbonatíticas que á qualquer outro tipo de rocha;

já a geoquímica isotópica de Srr tirou a possibilidajde daquelas

rochas serem carbonatitos verdadeiros.

Desta forma propõe-se origem híbrida para essas rochas, onde

grupo lantanõide provém de fonte ígnea e o diõxído de carbon^

por remobilização de rochas catbonãticas antigas.

mmm mm CU..1 "È>! •nr ir í Í B H !

• A\

• * * *

Í N D I C E

pg.

1. INTRODUÇÃO | 1

2. LOCALIZAÇÃO E ACESSO 3

3. TRABALHOS ANTERIORES 4

4 » METODOLOGIA EMPREGADA 6

4.1. Mapeamento e amostragem 6

4.2. Métodos petrográficos 6

4.3. Métodos químicos 7

4.4. Cálculos petroquímicos 8

4.5. Métodos radiornetricôs,

4.6. Cintilometria. \

8

9Í

5. FISIOGRAFIA llj

6. GEOLOGIA REGIONAL '. . j. . . . j . 13Í

6.1. Complexo granulítico |. ... i • 13J

6.2. Complexo migmatítico J. .. ., .14* í

6 . 3 . Ir.trsglvss ,' 14

6 . 4 . Formação Capim Grosso. ; 14

7 .• GEOLOGIA DA fâF.h 1 16

8 . GEOCROMOLOGIA i 18 i

9. PETROGRAFIA E MINERALOGIA 20

9.1. Seqüência Anatexítica j 20

9.1.1. Migmatitos homogêneos , 20 i •

9.1.2. Mignatitos heterogêneos .26 9,2. Seqüência ectinítica

9.2 i l . Diopsídio-hiperatênio-labradorita granou t o . 27

9 .2*2. pi.opsídio-microclina-quartzo grano1>las;tito. .28

Ml!

27

pg

9 . 2 . 3 . Hiperstênio hornblendito 30

9 . 2 . 4 . Rochas s \ l i cos as 3i

9 . 2 . 5 . Rochas s í l i c o - f e r r n g i n c s a s 34

9 .2 .6 . Calcossl l i catadas 35

9 . 2 . 7 . Rochas carbonata cas 38

9 . 2 . 8 . Rocha carbonosa 44

•í. 3. Rochas intruslvas - pegmscito alcalino sienítico 45

"'.4. Depósitos de calcita e apatita «..47

9.4.1. Calcita 47

9.4.2. Apatita , 48

11 PETROQUÍMICA \ . . 51

10.1. Catanormas...- 51

10.2. Diagrama AC? 53

19.3. Yetraedro al-im-c-alk e representação no campo

Igneo. <• 56 i |

!*.. '- OQUÍMICA E PETROGENESE.- , 58

11.1. Geoquimica dos-elementos traços.. [ 58

11.2. Geoquimica isotopica ^o Sr 60 ]3 18

J1.3. Geoquimica isotopica de C e 0 64

11.3.1. Composição isotopica de C s O e o giê*u de

metamoifismo .....67

11.3.2. Isótopos de C e 0 e tempo geológico. 69

11.3.3. IsótODOfi de C e O em carhonatitos..J 71

11.4. Geoquimica das "jrras Raras \ 72

\1. 1ETAH0RFISM0. i 82

12 1. Dlópsiditos..... 83

u , . s t z ;.:..:...« ; l , ; ; :__..____;. L

pg. 13. CONCLUSÕES 87

14. BIBLIOGRAFIA 90

AGRADECIMENTOS 97

ANKVQS;

I - Mapa de Situação

II - Mapa Geológico Regional

III- Mapa Geclogico d* Area

IV - Mapa de Amostragem

V - Descrição Sumária de Rochas e Minerais

VI - Tabela de Análises Químicas I

1. INTRODUÇÃO

Na Serra das Panelas, Município de Ipira, Estado da 3ahia, ocor

rem rochas que fazem parte do complexo migmatítico-granulítico

considerado de idade Precambriana, onde se destacam lentes alon

gadas de rochas carbonáticas e calcossilicatadas, compostas

principalmente de caleita e diopsídio, respectivamente.

As rochas carbonáticas, por apresentarei»1 associação com depósi­

tos de apatita e devido a sua própria mineralogia, levaram a

crer, de início, que aquelas rochas eram carbonatitos.

"Estes são rochas eruptivas con mais de 80% de carbonatos, tem

aspecto de calcário cristalino e, na sua composição entram al­

guns minerais que não se encontram em rochas sedimentares e

seus correspondentes metamorfisados (BROUSSE, 1968). Englobam-

se nesta classificação tanto rochas dé composição simples como

complexas, desde os tipos monominerãlicos, constituídos quase

inteiramente de calcita ou dolomita, até variedades nas quais

os carbonatos comuns são acompanhados por silicatos, fosfatos,

sulfatos, minerais de oxido de ferro, carbonatos de Terras Ra­

ras, sulfetos, fluoretos e óxidos especiais de niõbio

(HEINRICH, 1966). Quimicamente as calcitas de carbpnatitos dife­

rem das calcitas sedimentares, metamõrficas e hidrotermais, par­

ticularmente no seu alto teor de Ba, Sr e TR (QUON and HEINRICH,

1965, citado o» HEINRICH, op. cit.)."

As rochas carbonáticas em estudo apresentam mineralogia, textu­

ra e química dos macro elementos que concordam maiá com mármore

do que qualquer outro tipo de rocha, a despeito do quimismo das

Terras Raras e de alguns elementos traços estarem muito ligados

a carbonatito. i

"Mármores são rochas que consistem predominantemente de calcita

e/ou dolomita recristalizada, não enriquecidas em elementos ra­

ros, sendo produtos de metamorfismo isoquímico". i j

As rochas calcossilicatadas, de composição diopsídica, que

ocorrem em complexos Precambrianos associados a flogopita,

apatita e magnetita, apresentam diversidade de nomenclatura e

de origem. Assim, elas são chamadas piroxenito, diopsidito, me

tassomatito etc., sendo formadas a partir de metamorfismo re­

gional, ou por ação de soluções pôs-magmaticas sobre rochas

carbonáticas, ou magmaticamente.

As rochas calcossilicatadas da área em estudo, são diopsiditos,

por vezes cortados por falhas onde se encaixam pegmatitos alca-

linos de composição sienítica, em cujas proximidades ocorrem

depósitos de apatita e calcita associadas a flogopita e magnetic .

ta; aquelas rochas foram denominadas rochas piroxênicas por

VEIGA e COUTO (1971).

P*elo exposto, a origem dos mármores e diopsiditos é a finalidade*

principal desta monografia.

2. LOCALIZAÇÃO E ACESSO

A área em estudo localiza-se na porção centro-Iaste do Esta­

do da Bahia, na zona fisiográfica de Feira de Santana, estan

do compreendida entre as coordenadas de 11°00' a 13°00' de

latitude sul e 39°00' a 40°00' de longitude oeste, abrangen­

do parcialmente os municípios de Riachão do Jacuípe e Ipirá.

A cidade de Ipirá dista de Salvador 184 km por rodovias pavi­

mentadas, da seguinte forma: 106 km através da BR-324 e 78 km

através da BA-052, a "Estrada do Feijão".

A Serra das Panelas, onde foi realizado o mapeamento geológico

de-detalhe, está, aproximadamente, a 30 km a norte de Ipirá,

cujo acesso é feito por estrada carroçavel (vide Mapa de Loca­

lização - Anexo I). ,

;

3 . TRABALHOS ANTERIORES 4

# w

Os autores estudam doze ocorrências de apatita e concluem,

por um controle litologico,'rochas piroxênicas e pegmatlto

sienítico em todas as ocorrências da área, atribuindo, desta

forma, uma origem sedimentar para as rochas piroxênicas.

4. METODOLOGIA EMPREGADA

4.1. Mapeamento e amostragem

O mapeamento foi feito ã prancheta e alidade, em escala 2

1:2.000, abrangendo uma area aproximada de 1 km , englobando

a Serra das Panelas (vide Mapa Geológico - Anexo III e Mapa

de Amostras - Anexo IV).

Não se fez altimetria na parte sul da área mapeada.

Coletou-se amostras de rochas e minerais em todos os aflora­

mentos encontrados, num total de 110.

4.2. Métodos petrogrãficos ^

•Apôs a análise macroscópica, selecionou-se 66 amostras para

estudos cm scçiio delgada. Utilizou-se o microscópio potrogrfi-

fico marca Carl Zeiss, modelo S Standard WL, pol.

Sempre que a micrçscopia estabelecia dúvida na identificação

de algum mineral, este era determinado por difratometria de

raios X.

As modas foram calculadas de acordo com o método CHAYES (1949),

contando-se, em média, três mil c quinhentos pontos por lâmi­

na. Com o intuito de utilizar a dolom;Lta como geotermômetro

conforme CAPEDRI et ai (1974) , assim como para a moda, fez-se

teste de coloração de acordo com as técnicas citadas em

• FRIEDMAN (1959). i,

A composição dos plagioclaslos foi determinada pelo mctodo de...,., ,.

ângulo de extinção dos grãos geminados, segundo a lei de albd

ta em secçõeo normais a (010), (MICHEL LEVY, citado cm \

ROGERS et ai, 1942). |

j . i.

4 Ô -

Nas rochas onde os feldspatos aparecem sem geminação fez-se

testes de coloração, seguindo .as técnicas descritas por

CHAYES (1952) para posterior determinação modal.

Os índices de refração das apatitãs (NO e NE) foram obtidos

utilizando-se o método de imersão, sendo o índice de cada

óleo aferido através do refratômetro tipo Abbé", ma^na Bausch

& Lomb, usando-se a luz de sódio a uma temperatura de 25°C.

*As densidades das apatitas foram encontradas usando-se picnô

metro, conforme as normas descritas em KRAUS et ai (1951).

4.3. Métodos químicos

No Laboratório de Geoquímica da Universidade Federal da Bahia,

foram feitas as determinações dos macro e micro elementos das

rochas, pelo método de espectrofotometria de absorção atômica,

em aparelho Perkim-Elmer modelo 403, seguindo as têchicas j

descritas por BERNAS (1968), modificadas em alguns detalhes.

Os elementos traços dos minerais calcita e apatita foran obti­

dos por Fluorescência de raios-X, através análises realizadas

no Centro de Pesquisas Geocronologicas da Universidade de São

Paulo; neste mesmo local fez-se as determinações dasj razões 87 86

isotõpicas de Sr/ SriftJ;&iàw, usando-se espectrfietro de mas­sa do tipo Varian-MAT C TH-5, normalizado para Sr/ Sr = 0,1194.

No Laboratório de Fraca Radioatividade da Universidade Federal

da Bahia, realizaram-se as análises isotõpicas de carbono e

oxigênio, num espectrômetro de massa de marca Nucleide (60),:

ccguindo on tâcnlcae doecritao por McCREA, (1950). í ! • ' i ' i !!•

No Departamento de Geologia da,Universidade de Western jf Ontario - Canada, foram analisados os elementos de Terra» Raft ras das" apat i tas , c a l e i t a s e b i o t i t a , pela técnica d|e trqca de íons emjpelícula fina-(FRYE^l, in p r e s s ) , i it i i izarido-se espectrômetro de fluorescência de raios-X, automático, marca

I I

i. i -d

Phillips-PW 1450 AHP, seqüencial.

A precisão das análises é a seguinte; La a Er + 10%, Yb +20%

e Y + 10%, porém, quanto ao Y, é, sistematicamente, 25% mais

baixa. ;

': !'

4.4. Cálculos petroquímicos

A partir das análises de macroelementos, calcularam-se os para

metros de NIGGLI e catanorm—s de acordo com as regras descri­

tas em BURI, (1964).

Os valores ACF foram calculados de acordo com as regras -descil

tas em WINKLER, (1967).

As normalizações das análises de elementos de Terras Raras em

relação aos condritos foram feitas de acordo com AHREN&,

' ' ( 1 9 6 6 ) . • ' ; • ' - ,

4.5. Métodos radiométricos

(1 mm), flogopita grossa (8 mm)

radiométricas pelo método] K/Ar,

. u I

: i :

'I.

e a n ft Utilizou-se biotita fina * t:

bõlio para determinações radiométricas pelo método' K/Ar, reali

zadas.na Universidade de Leeds - Inglaterra. 0 K foi determina

do por emissão de chama e o Ar num espectrômetro de massa AEI

MS 10. '

Fez-se, também, determinação no Centro de Pesquisas Gjeocronolo

gicas da Universidade de São Paulo, pelo método Rb/Sri, utili-

.zando-se flogopita e carhonatos. Os teores de Kb e Srj foram

obtidos por fluorescência de raios~X, em aparelhos modelo

Phillips-PW 1540, de açor3o com métodos descritos por

REYNOLDS (1963).

Preparação das micas

Biotita fina: após a amostra ser reduzida a 6,4 mm foi tratada

com ácido ;acético a frio, durante mais ou menos 15> hpjras. ;Em

seguidp, foi la\ada com água destilada; depois de seca, foi no-' fí : ' i ' : I ií

i 5

l

-8

vãmente reduzida, em almofariz de ágata com álcool•, até uma

granulometria limite de 0,64 mm, para evitar maior perda de

argônio durante o processo de redução.

Posteriormente peneirou-se e, a fração mpreendida entre

0,?6 mm a 0,64 mm foi submetida a separação eletromagnética,

num separador de marca Frantz, nas seguintes condições: incli

nações horizontal e lateral de 15 e 20 , respectivamente. Se­

parou-se as frações não magnéticas a 1,0 ampêre e magnética a

1,2 ampêre : a mica atingiu índice de pureza maior que 99%.

Flogopita grosseira: foi retirada com-..pinça da amostra de

mão, depois cortada com lâmina "gillet" e tratada, por uma

hora, com ácido acético a frio IN, em seguida levada ao liqüi­

dificador com água para reduzir o tamanho, o material fino, em

suspensão, foi desprezado; o restante, depois de seco, foi pe­

neirado e, a fração compreendida entre 0,16 mm a 0,64 mm leya-%.

da ao separador Frantz. Daí tomou-se duas alíquotas iguais.

Uma delas foi levada ao moinho de bola "Spex-Mixer-Mill" car-

boreto de tungstênio por 30 minutos, sendo depois analisada

como no esquema geral. A segunda alíquota foi reservada para

análise de K e Ar.

Preparação de anfibóllo

Apôs a desagregação da amostra, separou-se a hornblenda eletro

magneticamente. Em seguida, o concentrado de anfibõlio foi le-

vado a um separador vibratório c, depois, a uma scyunda separa

ção magnética. A pureza do concentrado foi superior a 95%.

4.6. Cintilomctria

Utilizando cintilônetro modele SPP3, doteminou-se o

"back-ground" com a amostra afastada, bem como outros objetos

que pudessem vir acusar medidas imprecisas, tais como: amos­

tras com flogopita, pois a leitura seria devido 3 atividade 'do'""""

K.

.,9-

í

Fez-se van "scan" vagaroso, distante um a dois centímetros da

superfície da amostra. Atividade máxima foi localizada em zo

nas ao redor das apatitas. Nas amostras de caleita pura, re­

duzida a pó, que ocorrem nas vizinhanças da apatita, o cinti.

lômetro nada acusou.

5. FISIOGRAFIA

Situada numa zona de transição entre a planície do embasamen­

to cristalino e pedimonte da Chapada Diamantina, a área apre­

senta extensas planícies e planaltos pouco elevados. Sobre as

planícies observam-se "inselbergs" que se encontram mais ou

menos orientados com a estrutura regional.

A ãrea apresenta uma variação de altitude entre 200 e 500 m

e, de acordo com KING (1965), é identificada como superfície

de amplainamento que corresponde ao ciclo "Velhas", Pig.* 1.

w

IPIRA

+ + Ciclo Velhos 4 \ +

t" FEIRA OE SANTANA

FIC- 1 >

Gr ótico compilado de (King-1956)

" 'i 1 1 S i 1

i

»•

i

1 « • ;

i ' : '

Qs r ios principais da ãrea são: r io Jacuípe e r i o S n.<o, que estão mais ou menos a 40 km de Ipirã , são pais afluentes do r io Paraguaçu, que compõe a bacia nome;'jâ os r ios Utiriga e São!José são afluentes do Antonio,

Na ãrea predomina um solo arenoso ácido sobre as rochas de composição granít ica e argi loso sobre as rochas cal c o s s i l i c a ­tadas, | 'ricas em piroxênio. ! •' ,

'• i : li: M - I ' ^ O clima da área é do""t"ipò Bsí ide Kopperi, conforme Ê \NTO$

e r í s t i c a s : o regime pluvijpmitri r

i •• • . . . . . . »

an to Antô cs pr inc i -de.mesmo r io Santo

I

I

co anual oscila nm torno do 600 mm, as chuvas ocorrem de no­

vembro a abril, a temperatura varia de 13 a 36°C, tendo média

compensada de 28 C, sendo, portanto, um clima semi-árido.

A vegetação é controlada por parâmetros morfo e pedolóçico,

vez que a área está sob _afluência do mesmo clima.

Ipirá está inclusa na região ecológica da caatinga, onde os

representantes principais da vegegaçao são catingueira, jurema,

-ouricuri, macambira e angico. Sobre os solos das rochas carbo-

náticas aparecem as cactãceas xiquexique e mandacaru.

.19.

fi. v"! iLOGIA REGIONAL

A -jfiologia regional e^ui c'escrita ê um resumo da compilação

co.~ trabalhos realizados pelos seguintes autores: SEIXAS

9t ai, vl976), MASCARENHAS et ai, (1975), PEDREIRA et ai,

Í1S75J, DULTRA et ai, (1975), NUNES et ai, (1975), (vide Ma­

pa Geológico Regional - Anexo III). ! I ^ i:

Regionalmente as. rochas fazem parte do embasamento Pre-Espi-

nhaçu, de idade Precairbriana, cujo grau de metamorfismo est'.

compreendido desde a fácies almandina anfibolito até a fãcies

granulitica da série barroviana.

6.1. Complexo Granulltico

ten Compreende a unidade p£gl, que e a predominante na área,' es ten

dendo-se numa larga faixa de direção NS, ocupando aí porção les_

te da área. Esta unidade (p£gl) é formada por piroxênio jfgrânu • • * ' -•: r MI

lito", chamoquitos e enderbitos com intercalaçoes ae r **

calcossilícataclas - em forma de lentes na direção Nff - dj

posição principalmente diopsídica, as quais estãp lLgad a Serra das

Altas nas

tamente â mineralização de apàtita ocorrendo desde

Panelas, ao norte de Ipirã, até o povoado de Pedras

proximidades da estrada Pedras Altas-Alecrim.

Ainda nesta unidade ocorrem as intrusivas: biotita jgranito

(pfjbgr) , hornblenda granito (pShgr) e hornblenda biotita grani-

to (pfcbhgr).

A borda oeste está em contato com os diatexltos a biotita

(dtxb) é a piroxênio (dtxp); no contato leste ocorrem cnarn<

quitos> piroxênio "granulitos?, biotita gnaissíis, (p|í

hornbléndá-piroxênio "granúlito" comtextura aüg^mí

• ! " , . • • ! •

i|! . ':

i i

:! \«M

m

> ' • $ ,

-h- -

ech)

(pCadr)

i! !i

4Í

6.2. Complexo Migmatlnico

E constituído de diatexitos e metatexitos. Os diatexitos

(pEdtx) ocorrem com direção NS estando concentrados na parte

sudoeste da área estudada. São rochas ã hornblenda e ã bioti

ta com níveis de anfibolitos (af); aí se encontra grande nú­

mero de falhas em várias direções, sendo predominante a dire_

ção N30°W.

Na parte norte da área 05 diatexitos passam n mctatcxito3

(p£mtx), a hornblenda e/ou biotita gnaisses também com níveis

do anfibolitos (af) o cnlconsi]icatadas (cn) além du interca-

lações de gnaisses quartzo-feldsnaticos (p£gf). !

6.3. Intrusivas

As intrusivas, que ocorren no coirplexo migratítico, são rochaS

ultrabãsicas em forma de lentes, controladas pelo sistema de

falhas de direção N30°W a N45°W.

Os complexos granulítico e nigrr.atítico foram considerados como

grupo Caraíba de idade Precarabriana Média a Inferior, por

MASCARENHAS et ai, (1973); NUNES et ai, (1975) consideram io

Complexo Caraíba de idade Precambriana Inferior As idades

serão discutidas no capítulo 8 deste trabalho. j

6.4. Formação Capim Grosso í

A Formação Capim Grosso (TQcg) recobre o complexo metamorfico,

principalmente nas extremidades da área a N-NW e a SVJ. Esta

Formação c const i tu ída por ura conglomerado banal sobre o qual

jazem areias quartzosas mal selecionadas. Sua idade é conside

rada Quaternário-Terciário.

Estruturalmente parece e x i s t i r concordância ent re dos complexos g ranu l í t i co e migmatítico.

1

as fo l i ações

-14-

Ocorrem dobras normais - apertadas - de pequenos raios de cur vatura; a orientação geral da foliaçao ê noroeste-sudeste com forte inflexão para nordeste.

A foliaçao do coirplcxo mstartórfico está truncacia oo norte pelo grupo Jacobina através das falhas de I t a i t u e Jacobina.

i

7. GEOLOGIA DA AREA

Litologicamente, a Serra das Panelas ê muito semelhante ã área de Luclides da Cunha, onde se encontram d i o p s i d i t o s co­muns, d i o p s i d i t o s a e s c a p o l i t a , mármores, m e t a j a s p i l i t o s e t c .

As rochas da Serra das Panelas podem ser assim agrupadas:

Seqüência ana tex í t i ca

- Migmatitos homogêneos (P£migho): Granito c inza Granito rosa Brecha c a t a c l á s t i c a • Augem-gnaisse gran í t i co Augem-gnaisse s ienXt ico

- Migmatitos heterogêneos (P£might) : Neossoma - quarjtzo-fèlds-pá t i co

Paleossoma - b i p t i t a - d l o p -cí t l ico

Seqüência e c t i n í t i c a

- Diops íd io-h iperstênio- labradori ta grano l i to (p£glb)

- Diopsídio-microcl ina-quartzo granoblas t i to (P6gla)

- Hiperstênio hornblcndito (P£hyh)

- Rochas s i l i c o s a s (PCq): Cumingtonita quar tz i to _ Quartzito ca lcedor'co

Quartzito f e ldspá t i co

- Rocha s í l i c o - f e r r u g i n o s a (s-hm): Metajasp i l i to

- Rochas c a l c o s s i l i c a t a d a s ( c s ) : Diops id i tos

- Rochas carbonáticas: Mármores (m)

! Metamicrito

- Rocha carbonosa: Grafita xisto (gx)

Rochas intrusivas

•- Pegmatitos Alcalinos Sienítícos

t w m mmm

Nos migmatltos homogêneos (Pfcmigho), na direção NW-SE, inter­

calam-se faixas contínuas de*granoblastito«(P£gla), granoli-

tos (P£glb) e quartzitos (P£q).

Principalmente na parte central da área mapeada (vide mapa,

Anexo III) ocorrem lentes de: mármore (m), calcossilicatadas

(cs), grafita xisto (gx), metamicrito e migmatito heterogêneo

(Pfmight). Essas lentes estão dispostas de forma regular,

guardam paralelismo, obedecem a mesma direção das rochas supra­

citadas, levando-nos a admitir a hipótese de que elas tenham

sido formadas durante o processo de migmatização onde teriam

sido tensionadas.

O hiperstênio hornblendito (P£hyh) ocorre em contata com as

calcossilicatadas, próximo a casa da Fazenda das Panelas, se­

guindo o caminho no sentido sul; esta rocha é uma das associa­

das ã mineralização de apatita. !

i

A área encontra-se falhada transversalmente segundo duas dire­

ções principais (N80 E e N63°E), em cujos planos de falhas se

encaixam pegmatitos alcalinos de composição sienítica (Pfpegs)

além de concentrações de metajaspilito (s-hm) , ambos também

ligados às mineraiizações de apatita;

Veios de quartzo lei toso ocorrem em contato com as : rochas cal­

ços si li ca tad as. i

As unidades litoestratigrãficas encontradas, estão de acordo

com as descritas como complexos granulítico e migmatítico, do

Grupo Caraíba, entretanto, os quartzitos e grafita xisto não

foram citados na bibliografia.

í

8. GEOCRONOLOGIA

As determinações de idades radiométricas foram feitas em bio-

tita de granulaçao fina, flogopita de granulaçao grossa e anfi-

bólio de granulaçao fina. As micas foram coletadas num corpo

pegmatítico, associadas a calcita e apatita, localizado numa

trincheira, seguindo a picada ao sul da segunda casa da Fazen­

da das Panelas. 0 anfibólio (hornblenda) da rocha hiperstênio

hornblendito, também foi coletado no mesmo local, vez que é a

rocha encaixante do pegmatito acima citado. As determinações

apresentaram os seguintes resultados:

Método K/Ar

Ar radiogênico % Idade (m.a.)

>

C,Bi-Biotita

C,Flpg-Flogopi ta

C?-Anfibolio

Método Rb/Sr

Vol cc/g x 10~4

K%

8,784

8,816

0,237

*

4Qx 40R Ar Ar r

11,9934 99,2

12,3872 98,6

0,3387 97,0

CjFlog-Calcita-Flogopita

Rb ppm Sr ppm 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr Idade (m.a.)

476,0 11,1 Íl3,l + 3,1 4,37 + 0,019 2165 4 60

Aqui se utilizou A.r = 1/47 x 10 ano" como constante de

•desintegração e se admitiu um valor de 0,710 nos carbonatos.

As idades obtidas são aproximadamente concordantes, podendo-se

concluir que os corpos discordantes (carbonatos e apatitas| e j

o metamorfismo regional, relacionado com o Ciclo Orog^nético 1;

Transamazônico, (CORDANI, 1973), sâo contemporâneos. Este Ciclo

foi um evento importante não sõ com relação a intrusões asj |

quais são bem datadas tendo 2000 m.a., mas também como evento

térmico devido ao reajuste das idades determinadas pelo pro­

cesso K/Ar.

No Complexo Caralba, CORDAHI (1969) indica para rochas de

Gavião 2090 + 60 m.a.. Ainda CORDANI (1973) determinou idade

de 2700 m.a. para rochas de Jequié-Ba..

Nos migmatitos de Itaheraba, SA (1976) fez amostragem a peque­

nas distâncias, obtendo variação nas idades aparentes daquelas

rochas.

Assim, a maioria das rochas datadas nelo método K/Ar, forneceu

idades correspondentes ao Ciclo Orogenético Transamazônico;

entretanto, as nesmas rochas datadas pelo método Rb/Sr, indica­

ram idade mais velha,- ressaltando-se, todavia, a falta de equi

líbrio isotõpico, o qual impede exatidão na interpretação das

idades.

Pode-se sugerir que o Complexo Caraíba apresenta partes mais

velhas que as consideradas de idade correspondente ao Cie}.o

Orogenético Transamazônico. '!

!

»

9. PETROGRAFIA E MINERALOGIA

As rochas, em quase toda extensão, sofreram metamorfismo re­

gional da série barroviana, atingindo características de alto

grau.

Para a nomenclatura das rochas utilizou-se WINKLER (1974), on­

de aparecem termos novos como granoblastito e granollto para

rochas da fãcies granulltica.

As rochas situadas próximas ãs falhas, sofreram metamorfismo

cataclãstico, cujos detalhes são dados nas descrições petrogra­

ficas.

De caráter intrusivo aparecera os pegmatitos alcalinos encaixa­

dos nos planos de falha, localizados próximos ãs calcossilica-

tadas e aos mármores, estando associados a depósitos de apatita

e calcita.

'. t

esen

tam as médias das modas determinadas. No Anexo V, sao dadas descrições microscópicas sumárias das

amostras de rochas e"minerais, além da macroscopia destes.

9.1. Seqüência anatexitica

9.1.1. Migmatitos homogêneos (P£migho)

Os migmatitos homogêneos estão representados pelas seguintes

fãcies:

Granito cinza

«Granito rosa ,'

Brecha catadas A ca

Augem-gnaisse granitico

Augem-gnaisse1 sienltico "T

. Ort_

Granito Cinza

A rocha i hiperleucocrãtica, de cor cinza, com textura xeno-

blãstica; quanto â granulação, pode-se dividi-la em duas vari

edades: fanerítioa média com os grãos minerais em torno de

2,6 mm, e fanerítica grossa com tamanho médio de 10,7 mm. A

mineralogia, bem como a relação mútua entre os grãos, são se­

melhantes nas duas variedades.

A microclina é anédrica, micropertítica a pertítica, com in­

clusões de apatita euedrica e quartzo em forma de gotas metais

somáticas; Fig. 2; está fraturada e alterada em argilo-minerais;

icm.

Fig. 2 - Microclina com quortzo em formo de gotos N +

esta alteração é também observada nos raros grãos de oligocla

sio que ocorrem a ela associados. Por vezes a microclina apa-

rece inclusa no plagioclasio sem, entretanto, caracterizar a

textura "rapakivè". Interstieialmente observou-se quartzo em

contato penetrante nos feldspatos indicando refusão. Raros

grãos de diopsídio, alterados nos planos de c li vagem enj oxido

de ferro amorno e traços de muscovita, foram, também, obscrVa

dos. I *

-2Í I /

Moda (%)

Microclina 75,2

Quartzo 23,7

Oligoclásio 0,7

Diopsídio, apatita e muscovita 0,4

Granito rosa

Da mesma forma que o grani to cinza, aqui ocorre du&:> varieda­

des granulométricas: fanerítica média com grãos em;torno de

2,8 mm e fanerítica grossa com grãos de tamanho em•torno de

6,7 mm.

A rocha é hiperleucocrática, de coloração rosa e textura xeno-

blãstica. Observou-se extinção ondulante na maioria dos grãos

rtinerais; a microclina c pertítica e exibe feições de refusão

em relação ao quartzo tais como: contato penetrante . ora inclu

sa no quartzo em forma de meia lua ora é o quartzo que ê o in

cluso, e o faz em forma de gotas, ou de vênulas, contornando-a,

Fig. 3, muito embora apareça na sua forma típica irtersticial.

Fio. 3* Microclina ptrtítíco ore inclu -ia no quartzo em formo de meio lua, oro o quartzo e o in­cluso em forma de gotas ou vênulas. N +

-V-

De maneira subordinada encontrou-se muscovita, biotita - em

parte cloritizada - apatita euédrica e opacos possivelmente

magnetita e ilmenita.

Moda (%)

Microclina 72,9

Quartzo 25,2

Biotita, muscovita, apatita e

magnetita/ilmenita 1,9

Brecha cataclãstica

A rocha ê hiperleucocrática de cor cinza claro, bastante fra­

turada, com fenoclastos de forma angular, os quais estão imer­

sos numa matriz subordinada de granulação afanítica,: Fig. 4.

Fig. 4 - Brecha CotoclóstícOj ospecto geral.

Os fenoclastoa exibem extinção ondulante, são constituídos de

quartzo e microclina com planos de gemi nação encurvados e mi-

crofalhados, tendo diâmetro maior variando entre 3,8!e 24,9 mm.

Alguns £enoclastos de quartzo encontram-se sob a forma de; mi-

croagregados, rcgistrando-se contato fortemente suturado.JA mi

croclina está alterada em argilo-minerais.

f

-2|-

Moda (%}

Microclina I 79,6%

Quartzo 20,4-*

Augem-gnaisse nranítico

Ocorrem duas variedades granulométricas desse tipo de rocha:

uma de granulação grosseira e outra de granulação fina, ambas •

hiperleucocráticas, cor de rosa e com textura cataclástica.

Os fcnoclastos com diâmetro médio de 7 mm, são constituídos de

quartzo e microclina, ocorrendo como lentes alongadas em forma

de olhos, Fig. 5, que se intercalam â matriz formando bandamen-

fig. 5 - Augen Gnoisse Gronítico, aspecto geral. N+

t o s . Estas feições sõ são observadas na variedade de granula-! çâo fina ao microscópio; aqui, na maioria das vezes, o quartzo apresenta-se rr.icrocristalino recr i s ta l izado , constituindo jlen-| tes .de tamanho que varia de 0,7 a 1,4 mm; já a microcLina vai de 1,5 a 3,6 mm. ' 1

A matriz é fanerí t ica fina, na fãcies mais grosseira , e afanli t i c a microcristal ina, na fácies mais f ina, cendo Jcomposta Süe ! microclina, Quartzo, alénrde- b i o t i t a e puscovita jeiji f:.nas pia-, quetas que acompanham a orientação dos grãos minerais. e magn t i t ã . • ! • . • . .

-24L

Moda (%)

Microclina '. 78,2

Quartzo 20 ,6

Mi cas e magneti ta 1,2

Augem-gnaisse sienítico

A rocha é leucocrãtica, de cor cinza escuro, granulação afa-

nítica, com extinção ondulante na maioria dos grãos maiores,

apresenta planos de deslizamento onde se concentram oxido de

ferro amorfo, biotita o serieita; esses planos, por vezes, con

tornam os fenoclastos de tamanho que varia entre 0,9 e 1,5 mm,

os quais exibem textura augem, imprimindo ã rocha estrutura

gnãissica, Fig. 6.

Fig. 6" Augem Gnoisse Sienítico, ospecto geral Nil

~ / * A composição mineralogies e ortoclasio e andesina alterados

em argilo-minerais, e um material não identificado decor

escura, sob a forma de minúsculas inclusões orientadas.

Os constituintes menores são: biotita em finíssimas piaque-

tas, hornblenda verde, e algumas concentrações de opaco, pro-

vavelmenv magnetitã.

r2ü

Moda (%)

Ortoclãsio....'. 72,5

Andesina 12,1

Biotita 9,2

Hornb lenda 4,8

Esfeno e magnetita 1,4

9.1.2. Migmatitos heterogêneos (P&night)

Ocorrem sob a forma de lentes, quantitativamente insignifican

tes em relação aos migmatitos homogêneos. Em afloramento obser

vam-se feições estruturais distintas, Fig. 7.

T^^- - ^^'^^'^r^^^-/^/^ ~ 7.--

Z x**-rt Neossomo -;=_ —^i

0 30cm i

Fig 7- Afloramento de Mígmolitr Heterogêneo

i f

O neossoma apresenta estrutura de dilatação (surreica) 1

MEHNERT (1971) muitas vezes chegando a formar boudinagem ,

indicando um estágio piático durante sua formação; por vezes

o neossoma corta a foliação do paleossoma. A composição é

essencialmente quartzo-feldspática.

O paleossoma tem textura orientada, havendo locais onde se

observa maxor mobilização, em estrutura dobrada, muitas ve­

zes chegando a formar pequenas dobras de arrasto; a composição

i principalmente biotita com forte pleocroísmo e diopsídio es-

verdeado.

9r2. Seqüência ectínxtica

9.2.1. Diopsídio-hiperstênio-labradorita granolito (P£glb)

Esta rocha á da subfacies ortopiroxenio-plagioclasio granulito

(WINCLER op. cit.); é mesocrãtica, de cor verde acinzentado e

tem granulação fanerítica média com textura granul£tica, Fig. 8,

Fig. 6 - Diopsídio - híperslênio-lobro-doríto gronoljto, aspecto fltrol N*

i ! I

; Í

-27-

O plagioclâsio é labradorita com An = 61%, geminado segunde

as leis albita e albita-Carlsbad, com ângulo óptico 2V *= 85°.

Alguns grãos aparecem 2onados com o núcleo de composição

An = 63% e a periferia tendo An - 58%; os minerais ferromagne-

sianos presentes são hiperstênio com pleocroísmo X = rosa,

Y = esverdeado e Z = verde muito claro, com ângulo óptico

2V = 70 . Associado, ocorre diopsídio, com extinção zAc = 40

e ângulo óptico 2V = 60 , ora incluso no plagioclâsio, ora in-

cluindc-o. Ambos os piroxênios tem diâmetro maior em torno de

1,4 mm.

Como acessórios ocorrem: apatita euédrica, inclusa na labrado­

rita e opaco provavelmente iragnetita, subédrica, inclusa nos

piroxênios.

A alteração é incipiente. Assim, observa-se oxido de ferro

amorfo nos planos de clivagem dos piroxênios e argilo-minerais *

na labradorita.

Moda (%)

Labrador i ta 50,2 Hipers tên io 127,3 Diops"ídio : 21,4 j Apatita, magnetita 1,1 '

9.2.2. Diopsídio-microclina-quartzo granoblastito (p£gla)

Esta rocha é da subfácies clinopiroxêrio-almandina-granulito

(WINKLER, 1967)"; é leucocrática, de cor cinza claro esverdea-

do e tem granulação fanerítica média com textura granulítica.

Ao microscópio, o quartzo aparece em forma de placas, ãs vezes

reagindo com a microclina, Fig. 9, ora incluso nela, ora inclu-

indo-a; seu diâmetro maior varia de 0,4 a 7,1 mm com predominân

cia de 2,8 mm; sua extinção e dos demais minerais éjbastante

ondulatória; associada ocorre microclina pertitica. O mineral

ferromagnesiano ê diopsídio subedrico; tem o mesmo tamanho da

-9fi-

microclina (0,9 mm), é esverdeado quando inalterado e os *

grãos, que encontram-se parcialmente alterados era tremol i ta , são i n c o l o r e s .

Fíg. 9" Diopsidio-microclina'quartzo granoblastito, exibindo quartzo em forma de placas N+

Rara apatita ocorre inclusa no quartzo.

ri-d •

Moda {%)

Quartzo 49,5

MjLcroclina 25,4

Diopsidio 25 ,1

Apatita traços

..;.._ ..i i í - 2 0 .

9.2.3. Hiperstênio hornblendito (P£hyh)

A rocha é hipermelanocrática, de granulaçao fanerítica fina,

com orientação incipiente e textura granoblãstica. Fig. 10.

icm.

Fig. 10-Hiperstênio Hornblendito, aspecto gerol. Nil

A ndneralogia é muito restrita. Constitui-se de hornblenda

de tamanho variando entre 0,4 e 2,5 mm, predominando 0,9 mm,

fortemente pleocróica, tendo X = verde amarelado, Yi= verde

e Z = verde escuro, extinção Zf\c = -29 e ângulo óptico

2V = 85°. Associado ã hornblenda está o hiperstênio de tama­

nho em torno de 0,9 mm, com pleocroísmo distinto, sendo

X B rosa, Y = osverdcado c Z = verde claro; a sua forma c

anédrica e o ângulo óptico 2V = 65 . Digno de nota á a ausen

cia de minerais acessórios.

Moda (%)

Hornblenda 90,1

Hiperstênio .9,9

atH •Jfm iim * *

1-30-

mãíÊÊÊÊÊB

9.2.4. Rochas si li cos as (Pfq).

Na área ocorrem três tipos de quartzitos: um com granulaçao

fina, acinzentado e quantidade razoável de cumingtonita;i t

outro de cor rosa atingindo um teor de sílica superior a 95% e o terceiro com granulaçao média, acinzentado, tendo

microclina em sua composição.

1 Macroscopicamente a orientação é incipiente.

I i

li Cuminqtonita quartzito i

— a i - - I

. :; ' - |- í Os grãos ôe quart, i, com tamanho predominante 1,4 mm, cujos limites inferior e superior sao, respectivamente, 0,4mm á

2,8 mm, ligam-se através de contatos reentrantes, sendo por

além de vezes suturado; ele exibe fraca extinção ondulante ajlim

certa orientação dos seus eixos ópticos.

A cumingtonita, guardando um certo paralelismo, é incoloií,

anédrica, de tamanho que varia entre 0,4 mm a 1,1 mm ligei

tem 130 % A

ramente a l t e r a d a em mineral não i d e n t i f i c a d o (argilol-mine^ r a l ? ) ; opticamente p o s i t i v a com ângulo óp t i co 2V = 75 , ângulo de ejxtinção Zftc « 416° e b i r r e i r i n g ê n c i a i g u a l a 0,025. Estais propriedades indicam que a cumingtonita da molécula da "kupfgeri te" e 70% da molécula de gruneritia (WINCHELL e t a i , 1951). I |

En menor quantid*ad2 aparece microcl ina <üe tamanho medio { 1,4 mm com geminação t í p i c a a l b i t a - p e r i c l i n a , por vezes i h -t e r e r e s c i d a oonT cumingtonita, sem continuidade ó p t i c a , onde a cumingtonita at inge 21,3 mm e a microcl ina va r i a de 0,7 a

3,6 mm, P ig . 11. \ \ '•\ í

Esfeno, z i r eão arredondado e opaco, provavelmente magnet i ta , são os c o n s t i t u i n t e s menores. '

h3>

Fig. I I - Intercrescimenlo de microclr no com cumingtonilo sem conti­nuidade optica. N+

Moda (%)

Quartzo 85,4

Cumingtonita.. 11,8

Microclina |.1,9

Esfeno, zircão, opaco .0,9

Quartzito calcedõnico

Os grãos de quartzo, de tamanho predominante 1,1 mm, cujos 1:L

mites inferior e superior são 0,1 e 2,3 mm respectivamente,

apresentam contato fortemente reentrante sem, entretanto, che­

gar a suturado; a extinção é ondulante e intergranularir.ente en

contram-se faixas de calcedônia de forma maciça, com núcleo fi

broso, cujas fibras tem opticnmente o comprimento lento, sendo i :

identificadas como quartzina; as faixas de calcedônia dispoem-

se de forma paralela, e imprimem ã* rocha uma certa orientação,

Fig. 12. j Em quantidade i n s ign i f i can t e ocorre microcl ina , parlei almente

í

a l t e rada em a rg i lo -mine ra i s , de tamanho em torno de 1,3 mm, e < geminfida alcgundo on loin do nlhi l.o o por ic l inn j uTui vnni t i tu in*

-32-

Fig. 12 - Foixos de Colcêdonio intercala­

dos a quartzo. N +

tes menores: biotita e muscovita, en finíssimas plaquetas *

mais ou menos orientadas, além de apatita cuédrica e zireão

arredondado.

Moda (%)

'Quartzo. 86,8

CalcedÔnia , 8,0

Microclina 4,7

Biotita, muscovita, zireão e

apatita. '..0,5

Quartzito feldspãtico

Os grãos de quartzo,, de tamanho que varia entre 3,6 e 12,8 mm,

predominando 10,3 mm, encontram-se fraturados, seus conjtatos

são curvos e a extinção forteirente ondulente.

A microclina de aspecto metassomãtico, Fig. 13, estando; em

contato reentrante no quartzo, ora inclusa nele, ojjra incluin-

dc-o em forma de gotas, Esta geminoda segundo as leis de albi

ta e periclinr. e sua granulacão varia entre 0,4 e 1,8 mm, com

predominância de 0,7 mm. Como" acessório ocorre raro zireão ar

redondado.

• 'i

..i.,- i 1 433^

Fig. 13 * Microclino exibindo reação

com quartzo. N"*

Moda (%)

Quartzo 84,8

Microclina 15,2

9.2.5. Rochas sílico-ferruginosas (s-hn)

Metajaspilito

Ocorre sob a forma de pequenas concentrações nos migmatitos

homogêneos e diopsiditos; tem granulação afanítica, onde fi­

níssimos "estratos" de hematitã intercalam-se a icêntícos es­

tratos de sílex; este aspecto não é constante, pois há ocorrên

cia onde a hematita aparece disccicinada ou sob a forma de len­

tes, as quais atingem até 2 cm. 0 sílex é de coloração cinza í • '

claro a cinza escuro contrastando com o castanho avermelhado da hematita. 1

Ao micro3<iõpio observou-se calcedônia que se disbõe sob ia forma i f 1

de esferulitos e de bandas fibrosas cujas fibras' apreserjtam, opticamente,-comprimento rápido (alongaçâo negativa); a ta , vermelha em luz re f le t ida , encontra-se parcialmente nltizadá, Pig. 14. * ]''""" . •

hemoti-limo-

:í ! I

i \

| 3 4 -

ht wall to

Fig. 14-Espirulitos de colcedõnio e con centrações de hematita. N1"

Associada ao me ta jasp i l i to acha-se a p a t i t a c r i s t a l i z a d a , de

tamanho grosse i ro de 0,5 a 3 cm; e l a é microfraturada, tendo

calcedônia preenchendo as f r a t u r a s . i

. 9 . 2 .6 . Calcoss i l ica tadas (cs)

Pi ops i dl tos I

São rochas hipermelanocrâticas, de cor verde escuro quando

frescas, e verde claro, exibindo certa orientação quando alte­

rada, sugerindo acamãmento relíquia (?); a textura e xenoblás-

tica com granulação fanerÜtica fina a média.

Algumas amostras., tem caráter monomineralico sendo compostas de

diopsídio com raro plagioclãsio por vezes associado ã clinozoí-

clta e escapolitizado; nas amostras mais inalteradas o diopsí­

dio apresenta pleocroísmo distinto, onde X = verde amarelado,

Y » esverdeado e Z = verde claro; nas ar..ostras alteradas ele é

incolor a ligeiramente esverdeado.. com impregnação da óxitlo de

ferro amorfo nos planos de clivagem; observou-se variação no

tamanho dos grãos os quais medem 0,4 a 3/4 mm, com predominân­

cia de l,2|mm; o ângulo de extinção Z Ac = -38° e o| 2V /=' 60°.

Nas várias Cantinas dolgadas estudadas encontrou-sà: CG capo lit a

do tipo meionitâ, metassomática, com birrefringêneia maior qije .,

' J ' &'' ' 0,04, com cor de interferência variando de vermej.no de 3-» ordem

•• íi ' •; ! i ' í \ i

mmmiÊÈtÊüamB^Êm

a verde de 4- ordem; nos planos de clivagem observa-se ligei­

ra alteração para argiio-mineral; a meionita foi confirmada

por difratometria de raios-X. Nos contatos diopsídio-meionita

ocorre esfeno anédrico por vezes arredondado. Fig. 15.

Fig.15 * Esfeno arredondado no contoto escopolifo-díopsidio NU

Flogopita de tamanho que varia de 1,1 a 2,8 mm, é pleocrõica

com X = incolor e Y = Z = amarelo acastanhado e Engulo óptico

2V = 5 ; esta -ligeiramente alterada em material amorfo de cor

• amarelada, não identificado, além de oxido de ferroí amorfo nos

planos de clivagem; a olivina (Fo = 80%) ocorre associada, in

tergranularmenue e em pequena quantidade.

Nas amostras mais alteradas aparece tremolita, Fig. 16, substi­

tuindo o diopsídio qua.se totalmente; este por vezes em inter-

crescimento com quartzo, o qual também ocorre intersticial.

Apatita euédrica, aparece inclusa no diopsídio, sen<3o envolvida

por filme dü oxido de ferro amorfo.

Nos locais onde as calcossilicatadas ocorrem em contato com

quartzitos e migmatitos homogêneos de fãcies granitica, elas

apresentam mineralogia bastante diversa; assim, quando em con­

tato com quartzito, a rocha 5 composta de diopsídio, quartzo

em grande quantidade, este de forma anédrica, tamanl>o quç varia

Fig. 16 " Diopsídio tremolitizodo com quartzo no contato N i l

entre 0,7 a 9,2 mm, incluindo diopsídio, Fig. 17, e associado

a plagioclásio por vezes sob a forma de intercrescimento;; o

plagioclásio alterado em argilo-minerais, um ou outro grão ! 1 ' I ' apresenta geminaçao albita incipiente, daí não ter sido possí

vel sua determinação exata. Quando em contato com rocha grarií - i I i,

tica, a composição mineralogica é restrita a diopsídio ei mi7 _ j ( i '"•""

croclina onde esta atinge uma quantidade superior a 30%;| tem

] 1

í [

Fig. 17 ' Diopsídio incluso no quort-zo e ologioclosfo, este em inter­crescimento com o quortzo Ht

11

í

í!

.<

f

l f-.:

forma anédrica i n t e r s t i c i a l , seu tamanho varia entre 0,8 a 2,1 mm, apresenta geminação 'combinada segundo as le i s de alb L ta e per ic l ina ; ora ela ocorre inclusa no diopsídio, ora é o diopsídio que ocorre incluso. Nas amostras estudadas foi possível d is t inguir as seguintes . associações mineralógiccs:

Associações metamõrficas

Diopsídio »>fo r s t e r i t a Diopsídio» flògòpita> forsterit í i D iops íd io» plagioclásio D i o p s í d i o plagioclásio = quartzo Diopsídio? microclina

Associações metassomáticas

Diopsídio ?>>escapolita Diopsídio>> escapolita> esfeno Diopsídio?^>escapolita>flogopita = apat i ta Diopsídio> escapolita >flogopita = apat i ta = tremolita TremolitaJ^escapoli ta - quartzo > flogopita

! •

Na tabela li são dadas as modas encontradas.

9 .2.7. Rochas ^arbonáticas

Mármores (m)

A rocha tem granulaçao fanerítica média a fina, coloração

rosa, verde claro ou escuro e cinza esverdeado; essas cares

são controladas pela presença de minerais ferromagnesianes e

pela cor da caleita; a textura ê granoblástica não se obser­

vando macroscópica ou microscopicamente , qualquer orientação.

Os minerais comuns em todas as lâmi:ias estudadas! são calei ta

e diopsídio. A calcita varia de 0,5 a 4,9 mm, com predomlnân-

| -38-

iM_ IM1»II I I—l i|T| a ii m< num j f " f T ' í l ~ iii : '"'SSS

T A B E L A . I

' 'VsAMOSTRA

M I N E R A L ^ V ^

Diopisidio

Escopolíto

P log ioc lós io

M i e r o c t t n a

Q u a r t z o

Tremo lit o

Flo go pit a

Ol iv ino

Hor nb l e n d a

C l i n o z o í c i t a

Esfeno

A p o t i t o

H-18

IOO.O

$

t

C-18-b

98,1

1.9

i

t -

t

C - 9

98,2

1.8

-

C-IO

91,5

7.8

0.7

t

C- l l

90.2

8.9

0.9

H-13

94.5

5.5

t

t

1 1

59,2

40.8

t

t

t

C-16

89,5

8 , 2

2 , 3

„ 97.6

t

2 .4 ;

; j

C-18-o

t

4,4

1.4

94,2

t

t

t

t

10

69.5

14.1

16,4

3

65

3 4

«.

Analise modal dos diopsiditos

Minerais são dados em percentaoens-

Amostra|lO> Contato colcossilicatodo-quort zito

A m o o t r o l l ' Contoto colcossil icotoda-granlto

cia de 1,4 mm; em sua maioria, apresenta-se geminada segundo

as duas diagonais; os grãos não geminados, ocorrem em cris­

tais tabulares que se dispõem em padrão triangular ou angular,

indicando formação de alta temperatura (ZHABIN, 1971), e como

grãos isolados ou, ainda, de forma intersticlal. Nas rochas

que ocorrem próximo aos planos de falha, a caleita apresenta

planos de gemi nação encurvados, microfraturamento, extinção

ondulante e, por vezes, aparece inclusa no piroxenio em forma

arredondada ou de meia lua. Fig. 18.

Fig. is ~ Colcito orredondodo e em formo de meio lua incluso no diopsidlo. Da mesmo forma o diopsidio está incluso •na colcito- N l t I:

0 diopsidio, de tamanho que varia de 0,5 a 6,0 mm, cóm pre­

dominância de 2,-6 mm e raros grãos atingindo 8,5 mm, 5 pleo-

crôico, tendo X = verde, Y ~ verde claro e Z = esverdcádo,

com ângulo de extinção 'l(\ c = -38°; este mineral foi confir­

mado por difratometria de raios-X. Está associado ã magnetí-

ta incluindo-a e ã calcita onde exibe contato côncavo-con-

vexo, sugerindo reação metassomática; ocorre por vezes intjer-

crescido ou envolvido por labradorita, com geminação segundo

a lei da albita, tendo composição An..; nja maioria das vestes,

a labradorita aparece como grãos isolados

... í ! i •• ; • •! I ' |:' , .• >

',••'•• i. j ' i' . ' • í í

r40-F

üü ÉM*

Observou-se anfibolização do diopsídio, quando este fassa a

hornblenda verde azulada, Fig. 19, indicando reação autometas;

somática.

Fig. 19" Oiopsidio onfibolitizodo. N +

Algumas amostras exibem granada bastante fraturada, de cor

amarelo-castanho, forma irregular, exibindo alguma bírrefrin-

gencia; é poiquiloblãstica incluindo calcita; foi identifica­

da como grossularita-andradita. Nas lâminas onde ocorre grana

da, também ocorro olivina de composição Fo «= 80%, de cor ver-

de-r limão, forma mais ou menos granular equidimensional, com

dispersão fraca r< v. A microclina está presente em algumas

amostras, de forma anédríca, não geminada, tendo, um ou outro

grão, geminação incipiente albita-periclina; também epidoto

ocorre em algumas amostras, sendo esverdeado, opticamente

% negativo, com 2V = 80°, identificado como pistaclta. A sua

granulação é geralmente fina, ocorre de forma intergrânula^

com calcita e, por vezes, envolvendo não só a granada, como

também a labradorita,

Escapolita tipo meionitá, apatita, quartzo, monazita, zireão,

esfeno e magnetita constituem os acessórios, ocorrendo em pe­

quena quantidade ou raros grãos. Estes minerais estão dissenti-

nados na rocha, inclusos ou ainda intersticiais.

mÊM

Uma das amostras encontra-se turmalinizoda. Nesta, a turma-

lina apresenta forma subédrica e anédrica, com pleocroísmo

forte tendo 0 = verde escuro azulado e E = rosa acastanha^o,

identificada como shorlita-dravita.

Além de anfibolização e turmalinização, observou-se labrado-

rita alterada em epidoto, diopsídio em clorita mais oxido de

ferro amorfo e forsirrita em clinocloro

Os mármores foram submetidos a testes de coloração, não se re

gistrando a presença de outro carbonato além da caleita.

Nas amostras estudadas foi possível distinguir as seguintes

associações:

Associações metamõrficas

Calcita5^diopsídio>>quartzo> (apatita = magnetita) .

. Caleita^ diopsídio> microclina> labradorita.

Caleita> diopsídio3> grossularita *= epidoto> microclina> labrado-

rita. 1 |

Caleita^diopsídio^>grossularita> forsterita = epidoto !

Caleita> diopsídio^ forsterita> (magnetita) i

Associações metassomaticas

Calcita^ diopsídio)^ hornblenda^ labradorita.

Calcita^) diopsídio ~ microclinaJ> labradorita> (grossularita -

hornblenda) .

Caleitayy diopsídio = turmalina) epidoto = hornblenda? magnetita.

Na tabela II são dadas as modas encontradas,

-42-

" " ^ ^ A M O S T R A

MINERAL ^ " \

co lc l to

dtopsidfo

1 obrodori to

grossttlorlto

fo r t to r i t a

hornblonda

mlcrocl lna

•pldoto

opar l to

guor t to

monoi l to

zlre'STo

e s f o n o

•scopol l to »

ttirmalino

moanofl fa

C - 8

8 0,5

16,5

0 , 9

1,5

0 , 9

0 , 2

*

0 ,0

'"

C - 1 3

59 ,2

39,3

' . 2

3 , 6

0 , 3

'::•

0 , 4

Ana I I M mo

• Mineral* oft

'• i

! • ! : ! • • ' V i i

• 'v.. L U^v-r . i , . , iJ

•

TABELA I I

t

8 9 , 8

3 >

1,8

0 ,9

0 , 4

0 , 5

3,1

t

t

f

t

ir

89 ,0

11,9

«,"

0 , 3

2.1

t

f

16-1

3 4 , 9

37,8

3,1

2 , 2

t

2 , 0

t

•'

• t

1 6 - 2

37,5

31, 8

0 , 8

4 , 2

' . 9

3 , 8

t

•

t

»

16-C

5 4 , 2

17,3

5 , 4

9 , 6

t

15,2

2 , 3

foi dot moVmoros dloptfdlcot.

» do dot tin ptrconfagom. v í

f ; 1 '' i ! ' - '" ÍÍ

[ J *• • • ! i l •• ! i. ii

E J, ; ii í i. '' i t u—u —-U ' t.-.'tt

t

1 6 - d

9 3 , 4

4 4 , 2

1.4

-

r

0 , 2

,

0 1

j

i

8

./

I 6 - 0

36 ,6

4 0 , 2

1,8

i t

j 0,6

I

;.

1 .'

•••k 1 j

.! i

Ü ! 1

1

; ( \ i Si

?• l i

Metamicrito

A rocha é afanítica, de cor cinza claro, com textura maciça,

apresentando alguns vazios; em uma das amostras encontrou-se

apatita nodular. £ constituída quase totalmente de calcita

microcristalina de tamanho predominante 0,09 mm.

Nas paredes dos vazios ocorrem concentrações ferruginosas; âs

vezes aqueles vazios são preenchidos por calcita recristaliza

da em forma de lentes irregulares, outras incluindo quartzo,

ambos com extinção ondulante, Fig. 20.

Fig. 20-Lentes de colcito e quartzo re-cristalizados. N *••

Raros grãos de apatita microfraturada aparecem dispersos na

rocha. ___

Devido à granulação não se determinou a moda.

9.2.8. Rocha carbonosa

* i !

Grafita xisto !

A rocha tem granulação fanerítica fina, estrutura xistosa, tex

tura lepdoblástica. í

A composição mineralógica ê principalmente grafita a qual oeor re como flocos çscamosos orientados, ou sob a forma de concen-

-44-

trações irregulares, ou, ainda, como pequenos filonetes; está

intimamente associada ã biotita 'com planos de clivagem encur-

vados, extinção ondulante, pleocróica, tendo X = amarelo acas-

tanhado, Y = Z = castanho escuro. Quartzo, com granulação em

torno de 0,6 mm, aparece intercalado aos minerais acima cita­

dos. Nos planos de falhas a rocha apresenta-se como um matiz

de cor cinza-branco, formado por grafita e calcita. Esta pre­

enche fraturas ou substitui minerais preexistentes, neste ca- ,

so adquirindo formas micro-oolíticas, Fig. 21.

Fig. 2l-6rofita Xisto, ealcito oolítíco * preenchendo a fratura. NU

Moda (%)

Grafita 40 ,9

Biotita 38,8

Quartzo 20 ,3

$.3, Rochas intrusivas - pegmatito alcalino sienítico (p£pegs)

A rocha tem granulação muito grossa, maior que 2,5 cm, é hiper

leucocrática e tem cor cinza claro. As lâminas delgadas foram i

feitas em amostras que apresentavam granulação inferior; a 2,5 cm. I

Ao microscópio observou-se que a rocha é c o n s t i t u í d a , pprínci

H-4. í±rlr;

palmente, de microclina; esta apareço dominada segundo ar» leis

de albita e periclina, havendo grãos sem geminarão e, neste ca

so, ocorre extinção ondulante; está microfraturada e as fraturas

encontram-se preenchidas por quartzo, que também aparece em in­

ter crês ei men to grosseiro sem continuidade óptica e extinção on­

dulante. Em algumas amostras, a microclina inclui apatita eué-

drica, está com minúsculas inclusões de caleita, e plagioclãsio

totalmente sericitizado.

Características invulgares são exibidas pelo pegmatito que ocor­

re cortando o granoblastito próximo ao metamicrito, aqui são

grãos grosseiros de microclina pertitizada em padrão losançular,

formando ângulos de 64 e 116 , respectivamente, onde as fãculas

de albita que se apresentam como cordões encontram-se sericitiza

das, ocorrendo também vernáculas de quartzo; estes grãos são en­

volvidos por microclina <?e granulação nenor, inalterada, uns com

geminação em padrão'ortoconai e outros com padrão de geminação

•losangular, porem, com ângulos de 57° e 123 , respectivamente!,

Fig. 22. |

Fig. 2 2 - Microclina pertítico eericítizodo incluindo vênulos de quartzo, en volvido por microclino com ge­minação em padrões losangutor e refgnaular . N t

- 4 6 -

i

A microclina, devido a quantidade de nertita e forma de ocor­

rência, foi originada por exsoluçao do plagioclásio onde o sis

tema deve ter ultrapassado, ou polo menos alcançado, a tempera

tura do máximo do "solvus" ou seja 660° - 715°C (MEHNERT, 1971).

A microclina inalterada que também envolve raros grãos de quart

zo com extinção ondulante, Fig. 23, 6 mais nova e deve ter sido

originada por processo de recristalização com realimentação a

uma temperatura mais baixa, quando da formação do pegmatito si-

enítico, sendo, também, responsável pela serieitização da perti

ta.

Fíg. 23 - Microclino envolvendo quortzo com extincõo ondulante. N*

9.4. Depósitos de caleita e apatita

9.4.1. Calcita

Próximo à casa antiga da Fazenda das Panelas, ocorre depósito

de calcita, sob a forma de veios. i ' ! .' v ; ; • • . : « I'

A calcita ê de granulação muito grossa variando desde 4 mm até ^

6 cm e de coloração esbranquiçada, alaranjnda ou averr.ielhadai !

por vezes estas variações encontram-se numa mesma amostra, Oçor;

re associada a apatita, flogopita e magnetita.

tf* - —•" «" 4—

- 4 7 -

.i.:!Ír_

Submetida a exame microscópico, a caleita mostra-se geminada

de granulação cm torno de 2,7 cnl embora, nos contatos dos

grãos ocorra uma granulação menor; inclui quartzo e apatita,

apresenta vazios que estão totalmente ou parcialmente preen­

chidos por minerais perfeitamente cristalizados, sob a forma

de drusas, tais como: quartzo ou quartzina-quartzo-calcedõnia

ou quartzina-apatita ou ainda quartzina-quartzo. Fig. 24.

— • a w f i l M

Fig. 24 * Colcíto exibindo vozio, parcialmente preenchido por quartzina-quartzo

9 . 4 . 2 . Apatita

A apatita está diretamente relacionada com os pegmatitos siel-

níticos os quais se encaixam nos planos de falhas, muitas ve­

zes cortando as roehas calcossilicatadas; ela varia desde di­

mensões milimétricas (5 mm) até centimétricas (8 cm)i; à colo­

ração varia de azulada a azul, esverdéada a verde; ocorre em

cristais translúcidos e transparentes, alguns bastante fratura

dos e outros com raras fraturas. Ocorre inclusa na calei ta cju

incluindo-a, associada a rochas como mármore, diopsiditos e

metajaspilito, e a minerais como escapou ta e principalmente

flogopita.

A microscopiá mostrou apatita com minúsculas inclusões,! tantjo

de minerais transparentes como opacos e vazios.

-4 Haam •fea Msdàn

- ! • » -

8-

A fim do re lacionar as a p a t i t ã s ,da Fazenda das Pane las com as que ocorrem em áreas próximas, coletou-se amostras: na Fazen­da Retiro (amostra MAT-3) a mais ou menos 1 km ao su l da Fa­zenda das Panelas, na mina João Carr i lho (amostra MAT-5) a su­doeste da Vila de Gavião, na local idade de Pedra Branca (amos­t r a MAT-8-1) a 4 km a oeste da es t rada de Ip i ra-Pé de Serra na a l tu ra de Bonfim de Ip i r ã "e na mina Apolinário (amostra GI-2) ao sul da Vila de Gavião.

Na Fazenda Ret i ro , e l a ocorre associada a um mater ia l pbroso l imonitizado, de tamanho em torno de 8 mm, de coloração azul ; na mina João Carri lho a a p a t i t a também é de cor azu l , e n t r e t a n t o , ocorre em c r i s t a i s gigantes 1 m x 0,35 m; em Pedra Branca e l a ê azul t ransparente , a t ingindo 2,5 cm, inclusa na c a l e i t a cas ta ­nho escuro e , na mina Apol inár io , e l a é azu l , de tamanho 5 mm, inclusa na escapo l i t a .

Determinação por d i f ra tometr ia de raios-X revelou t r a t a r - s e de •^ \ apa t i t a carbonãtica.

Índices de refração NO e NE com prec isão de + 0 ,001, b i r r e f r i n ­gencia e densidades são dados na tabela I I I .

NO var ia de 1,629 a 1,635 e NE va r i a de 1, 628 a 1,634; e s t a va­riação é independente da b i r r e f r i ngenc i a , vez que e s t a ê constan t e e não mostra nenhuma relação com as densidades.encontradas. A variação de densidade, provavelmente, deve-se mais â presença das inclusões e vazfos que â variação na composição química das a p a t i t ã s .

A associação íntima ent re os d iops id i tos e os depósitos de apa-t i ' ta acompanhados por mica sugere que soluções pegmatl t icas foram responsáveis pela deposição daqueles minerais (CURRIE, 1951); trabalhos experimentais mostram que numa dada quantidade de fós­foro, mais do que 2/3 s e r i a d i s t r i b u í da. nó. fração r i c a em s i l i -catos; da í , fluidos pegmatít icos carregariam grande quantidade de fósforo (CURRIE op. c i t . ) .

'• • i '

Evidências do quo ri uputita foi assim formada são tambómiac in- j

clusões e vazios por ela epresentados. j j

V ! i. -Í9-

— < — • — t m \ in iiiii—iii liiiiTWMiii'iifflinMmtLntii

TABELA H E

"**^s^PROPR 1EOADES

LOCALIDADES'"'—^ AMOSTRAS * - ^ _

SERRA DAS PANELAS -MAT * 2

FAZ. RETIRO -MAT- 3

FAZ. DAS PANELAS -MAT-4

MINA JOÃO CARRILHO -MAT-5

PEDRA BRANCA MAT-6-1

FAZ. OAS PANELAS -MAT- 9

FAZ. DAS PANELAS MAT-10 J

MINA' APOLINARIO -3 1 - 2

NO

1.634

1,630

1,630

1,635

1,629

1,6 45

' 1,631

1,630

NE

1,633

1,6 39

1,629

1.634

1,628

1,634

1,630

1,629

NO-NE

0,001

0,001

0,001

0.001

0,001

0,001

0,001

0,001

DENSIDADE

• 2,618

3,664

2,555

3,606

—

2,611

3,821

2,725

índices de refrocõo NO e NE Blrrefrlginclo NO-NE Densidade-

10. PETROQUÍMICA

A partir de análises químicas de macroelementos no Anexo VI,

calculou-se as catanormas, (BURI, 1964) e (BARTH, 1969), os

parâmetros fundamentais de NIGGLI, citados em BURI op. cit.

e os números ACF propostos por ESKOLA seguindo as regras ci­

tadas em WINKLER (1964) e MIYASHIRO (1973).

10.1. Catanormas

As CATANORMAS foram determinadas para as seguintes rochas:

migmatitos homogêneos, granolito, granoblastito e diopsiditos;

os resultados são apresentados na tabela IV.

A composição normativa dos migmatitos é compatível com a compo­

sição mineralógica encontrada,destacando-se, entretanto, o cara

ter aluminoso da amostra c-12, onde ocorre corindom normativo.

No diosidio-microclina- quartzo granoblastito aparece plagioclã t.

sio normativo que pao foi observado na rocha como grãos minerais

.isolados, entretanto,-a iiicroclina é pertítica; no diopsídiof-

hiperstênio-labradorita granolito há pequena quantidade de quart

zo normativo, que não foi visto em lâmina delgada. 1

Quanto aos diopsiditos cabe criticar isoladamente as amostras

analisadas quimicamente. As amostras C-17 e C-lÕ-b são rochas

quase monominerãlicas onde o diopsídio atinge 97,6% e 98,1%,

respectivamente; a composição normativa da C-18-b, apesar de

nâo apresentar piroxênio em percentagem tão elevada, apresenta

uma certa compatibilidade com a moda; jã a C-17 contem forste-

rita « metassilicato de cálcio normativos, somando 15,t75%;. les­

tes minerais não foram observadosiem lâmina delgada; a pobreza

em sílica é responsável pela computação desses minerals. A

amostra C-ÍO apresenta moda e catanonr.a concordantes; o plagio

clásio normativo deve-se ã presença de escapolita na rocha.

I li:

ffiíiifirrfií '••I-' ~ÍS^±-~••

a t : . .__U_

3E2

- .SI-

T A B E L A - IV

^ - ^ A M O S T R A S

CATANORMÀV*»^

Q

Or

Ab

An

NO

C

Oi

Wo

Hy

Fo

C s

II f

II

Hm

Ap

Sub Totol •

H2 0 Total

TOTAL

C-14

27 ,84

49 ,48

15,20

3 ,34

2,10

0,11

-

0 , 7 0

0 , 3 0

9 9 , 0 7

0 , 7 6

9 9 , 6 3

C-12

10,02

11,67

2 2 , 0 0

2 9 , 7 4

4 , 4 6

7,10

1

1,65

3 ,34

5,60

1,00

9 6 , 8 0

3 , 9 4

100 ,70

H-07

4 7 , 4 0

18,90

1,05

4,17

24,51

1,01

1,16 '

9 8 , 2 0

3 , 6 0

101,80.

H-37

7,14

1,67

10,48

27,80

19,02

19,41

11,83

1,22

9 8 , 5 7

1 ,30

9 9 , 8 7

C - 10

1,67

1,18

14 ,73

2 . 4 8

68 ,81

1,43

4 ,18

1,01

96,71

4 , 6 6

101,37

C-17

6.3 9

0 . 8 5

7 3 , 5 5

7,95

7,80

3 , 0 2

•

9 9 , 5 6

1,16

100,72

C-18-b

4 , 3 8

2,7 8

2,67

10,01 <

6 3 , 5 0

6 , 4 8

:

i i

6,03

96,26

si 2,42 \ 96,68 1

mmm^r^wa

C-12 0 C-14 - Mlgmotltoe HomogSneos - gronítlco* H-07 • plopsIdio-Mlcroclino-Quartzo granoblostito H-37- DiopsIdío-HiperstSnio*-lobroàorita gronolito C-IO, C-17, C-18-b - Díopsldlfo

•M r * ;ürstet : |SS-

- & 2 -

10.2. Diagrama ACF

MIYASHIRO (1973) e WINKLER (19 74) apresentar, diagrama ACF com

campos delimitados para as rochas originais.

Na tabela V são dados os valores ACF das rochas analisadas

quimicamente.

T A B E L A - Y

Parâmetros A C F

^VAMOSTRAS

A CF > v

A

C

F

C-12

67 ,3

17,5

15,2

C-14

67.5

19,2

13,3

H-07

7 . 9

4 6 , 0

46,1

H-37

22 ,4

28.0

4 9 , 6

C-IO

6,5

47,0

41 ,5

C-17

2 , 4

47,1

5 0 , 5

C-I3P

8 , 3

45.3

4 6 , 4

C-8

2,1

6 9 . 3

8 ,6

C-13

9 . 9

5 9 , 3

30.8

i

1,3

9 6 . 4

2,3

16-1

12.7

83,5

3 ,6

16-2

16,7

77,9

5 .4

Volei2

1,3

96,6

2,1

C-12 © C-14 - Migmotitos homogêneos - granfticos H - 0 7 - Diopsidío - microclino-quortzo gronoblootito H - 3 7 - Dlopsidio-hiperstênio-labrodorlta gronolito C-10, C-17 o C- I8 -D- Díopsfditos C - 8 , C-13, 1 , 16-1 o 16-2 - Mármores díopsfriicos Vale- 12 - Motomícrito

A partir dos dados encontrados, locaram-ne as rochas no dia­

grama ACF, Fig. 25.

Os migmatitos homogêneos caem no campo das rochas pellticas e

grauvacas, com maior tendência a pellticas, vez que ém ambasJ

se encontrou A> 67; o diopsídio-hiperstênlo-labradorita |grano-

lito situa-se no campo dos basaltos e andesitos; o diopsídio-

microclina-quartzo granoblastito encontra-se no limite do cam­

po basãltico e rocha carboriãtica, o que pode ser considejrado !

iCMBBeÉíJBtttÜlMMliá BflBBKftlÉ&Cf L 2 Q = C U B £ Z :

A

m-,

fig.25" Diagrama-ACF com compos delimitados para os rochas originais. ' Em linho contínua compilado do MIYASHIRO (1973M X - folhelhos e grouvocos, Y — ba&oltos e ondesitos e 2— colcdrios. Em linha tracejado compilado de WINKLER (1974): I A — argilos e folhelhos ricos cm alumínio, XB—orgilo» e folhelhos ou livre de corbonoto ou contendo corbonoto ate' 3 5 % , I£—grouva -ces, 1—rochas ultrabásícas e 2—bosaltos e onde-sitos .

C- I2 ,£- I4—Migmat i tos homogêneos - gronítíco$

H - 0 7 — Oiopsidio- microcl ína- q u a r t z o - gronoblastíto

H-37 — Oiops id io-h ipers tên io- lobrodor i to g rano l i to

, C-IO.C-17 d C-18-b—Diops id i tos j

JC-8,C-I3,1,16-1 e 16-2—Mármores díopsiaícot

(VALE-12— Metomicr i to !

- 5 4 -

m wSsssÊÊÊÊÊÊm < \

i ' . I

a

TA B E L A V I

V A L O R E S DE N I 6 6 L I

^ A M O S T R A

VALOR E ^ v

al

fm

C

a Ik

c/fm

c+fm

C-12

36,8

32 ,4

20 .0

10,8

0.617

52.4

C-14

44 .4

7.5

7.9

40.5

1,053

15,4

H-07

15.9

39.6

36.2

10.1

0.914

75.8

n-sr

15.9

56,4

24.5

3.2

0,434

80,9

C-IO

8.2

42.3

47.0

1.7

1.130

90.1

C-17

2.6

50,3

46,0

0,3

0,930

97,1

C-18-b

5 ,8

50.3

<?2.6

1.3

0,847

92,9

C-08

18

9.7

68,1

0,4

9,082

97,8

C-13

7.1

35.4

56.8

0.7

1,604

92.2

1

1.9

3.3

93.7

I.I

26,393

97,0

16-1

9.5

8,7

79,3

2,5

9.114

ee.o

( 6 - 2

12.2

11.9

73,2

2,7

6.151

85.1

Vale-l

0.8

2.5

96^6

0.1

38.6

99.

C-12 e C - 1 4 - M igmot i tos h o m o g ê n e o s - g r a n í t í c o

H - 0 7 - Diopsidio - m i c r oclíno- q u a r t z o gro noblas t i t o

H-37 - Diopsidi'O - n ipersrenio - lo bra d o r i t a g r o n o l i t o

C- lO, C-17 e C-18-b - D i o p s i d i o s

C-8 ,C-13 , I , 16-1 e 16-2 - M á r m o r e s d í o p s í d i c o s

V o l e - 1 2 - M e t a m i c r i t o

estranho mas, na verdade, não o é pois, a alta percentagem de

quartzo tanto modal como normativo, não é representada no dia­

grama o, quantidades de feldspatos 25,Al modal e 24,1% normati­

vo conferem ã rocha um valor A = 7,9 justificando-se desta for­

ma a posição do ponto na figura.

Os diopsiditos, os mármores e o metamicrito situam-se no campo

das carbonáticas, concluindo-se que os diopsiditos têm como

.rocha original dolomitos e, os mármores originaram-se de cal­

cários, sendo ambos (dolomitos e calcários) impuros,

10.3. Tetraedro al-fm-c-alk e representação do campo ígneo

Os quatro valores de NIGGLI, citados em BURI op. cit., são co­

locados nos vértices do tetraedro. Para facilitar a representa­

ção no plano, o lado c-fm foi dividido em dez partes, cujas ra­

zões c/fm correspondentes são: 9/1, 8/2, 7/3 etc. Posteriorraen

te, o tetraedro ê seccionado segundo planos que passam através

de al-alk e respectivas razões c/fm, dividindo-se em dez partes

tridimensionais em forma de cunha.

Os pontos são marcados nos triângulos correspondentes a razão

c/fm encontrada, considerando a_l = 100, alk = 100 e c + fin = 100.

Na tabela VI apresentam-se os valores utilizados para locação

dos pontos na figura.

Na Fig. 26 observam-se que os mármores, o metamicrito, os diop­

siditos caem no canipo dos sedimentos químicos, cujos pontos es­

tão pempre próximos ao vértice c/fm; já os migmatitos, o grano-

lito e o granoblastito situam-se no campo ígneo.

-56-

a Ik

frn --2,3-4

S-50-0,11 - f - :4 -9

3 1 1 1 ^ ^ Resistoto \ £ T argiloso sedimentor

OIK

_£__-, U^-0,43-0,6 7-^^0-1,5 -£-«L

TST ••0.25^43

^--0,11-0,25

H-OfV^ C

rig.26- Tetraedros de concentração oi - fm-c-a lk , stccionados segundo o plono al-alkt aora ÍPü*trnrttn t • A M A I

11. GEOQUÍMICA E PETROGENESE

Minerais e rochas de difícil homogeneização foran submetidas

as seguintes análises: Elementos traços: Ba, Sn, Zr, Nb, Sr,

Rb, Y, Pb, Ar, Zn, Cu, Ni, Cr.

T.T o tópica de Sr.

Isotõpica de C e O.

Terras Raras: La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Dy, Er, Yb e Y.

11.1. Geoquímica dos elementos trnços

Os valores encontrados para os elementos traços analisados

são dados em ppm e apresentados na tabela VII.

Os resultados analíticos mostram que há grande dispersão de-

Ba nos minerais e rochas analisadas; a concentração maior ê

dada pelo mármore diopsídico (C-8), cujo teor igual a

1.500 ppm, também SIGHINOLFI (1974) encontrou para calcita

associada a apatita er. Capim Grosso-Ba. igual a 1.100 ppm;

são resultados típicos dos carbonatitos. Nas caleitas e

apatitas a quantidade"de Ba encontrada 5 relativamente baixa

em relação aos valores registrados em carbonatos marinhos.

Sr ao contrário é relativamente concentrado nas cnlcitas e

apatitas em relação aos mármores; o metamicritô não metamer-

fizado (Vale-10) apresenta um teor bastante elevado de Sr;

provavelmente o teo"r baixo registrado nos mármores c relacio

nado ã sua perda durante o metnmorfifcino; os te c um fcnômro

freqüente observado por vários autores.

Zr, Nb, Ti, íli e Cr apresentam-se em geral em concentrações

muito baixas, freqüentemente menores do que o limite de deteçr

ção, excetuando-se as apatitas quanto ao Nb e ao Zr, este

em uma delas, os quais deram altos valores. Baseado em cpncen 5 + 4 + """'

trações cristalcquímicas de apatita, Nb e Zr devido fts

suas altas cargas e raios iônicos desses íons, não 3e espera

a entrada fácil deles na estrutura das apatitas; teores

-58

»—«• aim i m n w W l t » — . r^j'V^Mfí*^.*li*m^.*.i^**i»*-^^<-T*"mmÊntsw

TABELA V I I •

r S sNNA MOSTRAS

E L E M E N T O ^ , tppm) \

BO

Sn

2 r

Nb

- 8 r

Rb

Y

Pb

A*

Zn

Cu

Ni

Cr

, T i 0 2 %

C A L C I T A

MAT-6

145

<20

<20

<IO •

5 4 0

3

4 5

10

< 3

6

:; 5

15

< 2 0

•cO.0 5

MAT-7

110

<20

< 2 0

<»0

3 9 0

4

3 0

10

V:3

3

5

!0

< 2 0

< 0 . 0 5

MAT-8-2

290

<20

<T2 0

< I 0

565

3

5 0

2 0

<:3

18

9 0

6 5

<í2 0

<-0,0 5

APATITA

MAT-8-1

2 0

£2 0

35

15

4 0 3

nd

0 5

4 4

10

10

15

15

<2 0 -

< 0 , 0 5

M AT-2

140

42 0

iT2 0

17

256

nd

90

! 0 0

l«t

9

2

10

< 2 0

< 0 . 0 3

MÁRMORE OIOPSÍDICO

C-8

15 0 0

<:2 0

<2 0

6

21 0

nd

17

10 •

3

. 3 0

nd

18

< 2 0

< 0 . 0 5

C-13

135

<2 0

i 2 0

i , o

1

I " i

6

2 0

5 i

I » 1

7 7

7

| «

3 0

<r0,;30

META-MICRITO

Vote-IO

110

cZO

•£20

< I 0

5 1 0 <

5

3 5

5

\ « 3

!' '1°

!; is

1 0

< 2 0

kro.os

Amostras da Serro da» Pane la *

nd - e lemento não detectado

desta ordem podem ner interpretados como sendo relacionados

a concentrações relativamente elevadas nos fluidos

relacionados com estes corpos, fluidos estes de possível

afinidade alcalina. Note-se que na área ocorre apatita

associada a calcita e flogopita e, quando ocorre altos teores

de Nb acompanhada de flogopita, flogopitizaçao e carbonataçao,

isto ê devido a soluções alcalinas e carbonatíticas, que

transportam Ions complexos de niôbio, de alta mobilidade

fclEINRICH^ 1966).

Se estas rochas são de origem sedimentar, os elementos Zr,

Nb, Ti, Ni e Cr pertenceriam ã fração detrítica de rochas

carbonatadas e, neste caso, deveriam ter-se formado em bacia

sedimentar na qual a sedimentação carbonática deve ter sido

praticamente homogênea, sem impurezas apreciáveis de material

detrítico. ' -\

Quanto aos Pb o Zn, aquele c mais encontrado nas apatitas

enquanto este predomina nos mármores.

A origem destes elementos é difícil de discutir porque esses

metais tanto podem estar ligados a fração detrítica, como

serem coprecipitados com a calcita nas águas do mar, sendo

muitos dos carbonatos desses elementos menos solúveis do que

a calcita (CROCKET nnd WINCHESTER, 196G) .

11.2. Geoquímlca isotõpica do Sr

Levando-se em conta a petrogênese, snbe-se atualmente que os

basaltos de cadeias meso-oceanicas e ilhas oceânicas apresentam 87 86 ''

razões Sr/ Sr na faixa 0,702 - 0,706, havendo maior

freqüência dos valores 0,703 - 0,704, sendo o valor médio de

aproximadamente 0,7035. Assim, a teoria mais adequada para

explicar a orig. ia de tais basaltos, é o manto superior como fonte. Por outro lado, oo mettsoritos acondríticon bauãlticos, nem

condrulas (ou .icja: pequenos nõdulos de minerais ferro-mag-87 Rfi

nesianos), geralmente acusam razões iniciais de Sr/ Sr

aproximadamente igual a 0,G998 e* idades de 4.400 m.a.

(YORK et ai, 1972). Hoje ê grande a aceitação, de um modelo

do manto homogêneo da terra primitiva, a partir de estudos

deste tipo de meteoritos. Outros estudos, entretanto, indi­

cam a idade de 4.600 m.a., como idade da formação da Terra.

Utilizando estes dados, pode-se construir modelos da evolu­

ção de composição do manto durante a vida da Terra.

Na Fig. 27 é apresentado o modelo lir.ear, onde os pontos são

ligados por linhas retas, dando uina faixa de valores prová­

veis para material derivado do manto.

M O D E L O LINEAR

0,699 4fi 40 3J5 3,0 2,5 2fl l£ 1,0 0,5

idad* «m b.a.

Fífl.- 27

Í-61-Í

Embora este modelo seja inadequado devido ao comportamento

geoquimico do rubídio, cuja tendência é de rápida diferenciação

para as rochas crostais, a diferença para o modelo não linear,

proposto por FAÜRE e POWELL (1972), é pequena. Fig. 28.

MODELO NÃO LINEAR PROPOSTO POR

( FAURE AND POY/ELL 1972)

0,699

• I * M > ii i m i m L>

As rochas com razões Iniciais muito acima da faixa

0,698 - 0,708 devem ser interpretadas como tendo sido originadas

em um ambiente mais rico em Rb, ou com razão Rb. . ,/Sr^ , , total' total

maior que a apresentada pelo manto superior ou, pelo menos,

que durante a ascenção do manto através da crosta para a

superfície, o magma deve ter reagido com rochas crostais

que possuíam estas, características químicas. 87 86

Os carbonatitos exibem razões Sr/ Sr na faixa de 0,7075 - 0,7015, tenao maior incidência a faixa 0/7045 - 0,7015

e valor médio de 0,7034 (FAURE and POWELL, 1972). Estas razões

acusam uma origem no manto superior. Por outro lado, interpretar

a origem de carbonatito com base somente na razão inicial de 87 86 ~

Sr/ Sr, não é suficiente; principalmente em terrenos

geológicos antigos, cujas rochas originais são sedimentares.

Admitem-se razões iniciais, bem próximas âs de origem, nó

manto superior, em calcário marinho antigo. No caso de

.carbonatitos antigos é necessário considerar a composição

de elementos traços.

— — 87 86 I

Fez-se determinações da razão Sr/ Sr em 3 amostras de calcita

recristalizadas, 2 amostras de calcita em mármore diopsídico,

1 amostra de calcita em*metamicrito e 2 amostras de apatita,

cujos resultados são.dados na tabela VIII.

Os valores encontrados situam-se na faixa 0,709 - 0,712 + 0,002;

é, portanto, pouco provável uma origem no manto superior,;

cuja razão, em 2.000-m.a. cai na faixa 0,701 - 0,704.

Os verdadeiros carbonatitos, os quais tem sua origem no manto,

exibem razões naquela faixa, com maior freqüência em torno

de «aproximadamente 0,703 (FAURE and POWELL op. cit.). Além

disso, não hã possibilidade de uma origem através remobilização

de carbonatos marinhos antigos, tendo em vista que, estes '

também apresentam razão em torno de 0,704 (FAURE and POWELL i"

op. cit.), levando-se cm conta a idade mínima para

aquelas rochas. Desta forma conclui-se: a) o estrondo ;

derivou-se por>meio de metamorflsmo de alto grau; b) ou pòr

-£l

T A B E L A V I U

AMOSTRA

MAT-»

MAT-7

MAT-8-2

C - 8

C- .3

VALE -10

MAT- 2

MAT-8 -1

DESCRIMIMAÇÃO

CALCITA ALARANJADA

CALCITA BRANCA

CALCITA CASTANHA

MÁRMORE DIOPSIOICO

MÁRMORE DIOPSÍDICO

METAMICRITO

APATITA

APATITA INCLUSA HA CALCI­TA CASTANHA

eTSr / M S r

0 , 7 0 9 3

0 ,7094

0,7118

0,7114

0,7139

0,7124

0,7036

0,7120

• 0 , 0 0 0 8

+ 0 ,00 15

t 0 , 0 0 0 5

* 0,0012

+ 0,0014

í 0 ,0009

t- 0,0007

• 0 ,0020

Rorõo 87Sr/ ÍCSr Inicial Amostras da Serra das Panelas

anatexia de rochas' si li catadas do embasar.ento; c) ou o

estrôricio é proveniente de fluidos magmáticos com origem no

manto os quais interagiram com rocha? da crosta. Em qualquer

das possibilidades a razão isotopica Sr/ Sr inicial é

maior que a do manto.

1 ** IP 11.3. Geoquímica Isotopica de C e 0

Pez-se análise isotopica de carbono n oxigênio para quatro

amostras de calcita e uma amostra de mármore diopsídico.

18 ' 13 ' Os valores foram expressos como SMOW para 0 e PDB paria C, de acordo com CRAIG, (1957). Desta forma/ o dióxido de I carbono padrão de Chicago o CO, produzido por vim, carbonato

de cálcio pela reação com 100% de H-^O. a 25,2 C. PDB é um

fóssil Cretáceo, Belemnetlla americana, da formação Peedee

do Carolina do Sul; o carbonato •' quebrado, pulverizado o,

posteriornente, tratado apenas o m o ácido, u (desvio padrão),

expresso em partes por mil, é a razão de enriquecimento

isotopico da amostra em relação ao padrão, de acordo com a

seguinte fórmula:

& (W = R amostra

R padrão - I X 1.000

As razões de isótopos de oxigênio são uniformemente

moleculares, isto e: R refere-se sempre a O 0/ O O IR 1 fi

mais do que a 0 / 0 .

0 erro analítico estimado foi de + 0,5%/, tanto para o

oxigênio como para o carbono.

Na tabela IX são dados os resultodos analíticos encontrados

para C e O, bem como descrição sumária das amostras.

TABELA IX

AMOSTRA

C - 8

M A T - 6

C« BI

MAT-6-1 «

MAT-T

DESCRIÇÃO SUMARIA •

Ca 80% dl, ab, K-fd tremolito

Ca alaranjada d» granulacao grosso

Ca grossa 9 0 % e Bi 10%

Ca grossa alaranjada ossoefoda oap

Ca branco

o"3c

f 6 , 34

• 0,38

- 1, 4 6

- 1 , 35

- 2 , 1 7

•f

+

t

•»

4-

S"0

1 4 , 9 2

12,65

12,69

13,10

12, 69

Valor** d* t i " c • 6 ' e 0 «ncontradoc nas omostro* da Serro do* •

Pan*lo*.

Ca'colc i ta , dl» dlop»ldlo, k-fd* feldspafo pota*slco, bl» blotlta, ap«apo'

tito.

As amostras MAT-6, MAT-6-1 e MAT-7 apresentam oò C

variando de + 0,38%» a - 2,17%, vs I'DB cuja média é - 1,15%» e

desvio padrão 0,76. Estes valbres são bastante baixos em

relação aos carbonatos marinhos atuais, onde o C é em torno

de 0,00%9 vs PDB; coincidem com OÍÍ valores encontrados por

SCHIDLOWSKI et ai (1975) para a série dolomltica do Transvaal

do Precambriano Médio; a diferença entre a composição isotõpica

das calcitas recristalizadas não é de fácil interpretação;

"talvez aquela diferença esteja relacionada com o aumento do

grau de metamorfismo.

0 v * o varia do 12,65*. a 13,101:, vs SMOW, tendo como media

12,83%o e desvio padrão igual a 0,20; estes valores são muito

baixos em relação aos carbonatos marinhos atuais onde o

S1 0 está em torno de 24,001* SMOW.

Não concordam com os valores do Precambriano Médio encontrados

por SCHIDLOWSKI op. cit; entretanto, coincidem com os valores

do Precambriano Inferior, e com os resultados encontrados por

SIGHINOLFI (1976) para os carbonaton do complexo Jequjõ-Ba.,

datados por CORDANI (19 7 3), que atribue a estas rochas idade

de 2.700 m.a.

'£ importante salientar que os carbonatos que predominam no

Precambriano são dolomíticos e, na Serra das Panelas, o

carbonato encontrado foi calcita, não se registrando a

presença de dolomita.

No mármore diopsídico (amostra C-8) oü C = +6,34%3 vs PDB, i

este valor talvez possa vir a ser explicado pela correlação

positiva que parece existir entre o ò C e a quantidade de

magnésio presente na calcita; neste caso, o magnésio seria

do diopsídio.

Os nossos resultados não podem ser correlacionados cóm rochas

carbonáticas cujos valores considerados característicos são

S 13C - - 4,9%0 VS PDB e (5 1 80 = 10,1%„ vs SMOW, DEIXES and

GOLD (1969). i

-66-

Faz-se necessário algumas considerações sobre a geoquímica

dos isõtopos de carbono e oxigênio.

11.3.1. Composição isotopica de C e O e o grau de metamorfismo

Tem-se observado que o metamorfismo, em geral, tende a

deslocar o 613c dos carbonatos para valores negativos. DEINES

and GOLD op. cit. demonstraram que a composição isotopica de.

carbono e oxigênio nos calcários metamórficos de contato de

Trenton Canadá exibem uma mudança progressiva em relação ao

calcário sedimentar.

0 mesmo tem sido observado quando se trata de metamorfismo

regional.

Durante o metamorfismo progressivo de rochas carbonatadas

dã-se descarbonatação por dois processos: destruição do

carbonato ou reações de troca entre o carbonato e material

não carbonático.

No primeiro processo ambos C e O libertados pelo C0? são

isotopicamente mris pesados, vez que eles tornam-se mais ricos 12 16

em C e 0 (B0TTING7\, 1968); vale ressaltar que isso ocorre

quando há equilíbrio de temperatura. O segundo processo leva

a resultados semelhantes, consistindo em trocas entre •'; '

carbonatos e componentes silicosos ou a uma fase de carbono

reduzido de origem orgânica (CRAIG, 1953).

A Fig. 29 apresenta as composições isotópicas de C e 0 dos

dolomites do Precambriano Superior das províncias de Vermont

e Grenville, de rochas carbonatadas do Precambriano Médio da

Serra das Panelas e do Arqueano-Protorozõico Superior de

Jequié. | * í

Em Vermont as rochas estão metamorfizadas ã a l tura da fácies xis to verde, nas zonas da c lo r i t a e b i o t i t a , e fácies almandina-anfibolítica na zona es t au ro l i t a -c ian i t a ; em Granville o metamorfismo atinge a fácies anf ibol í t ica em \ níveis infer ior e superior . . • \ Em Jequié as rochas são da fácies granul í t ica e, na Serra daí

-67-

Panelas, são da fácies almandina-nnfibolítica.

o 5 tf> li-

o 5 < \-ÜJ 5 lü O

15 < o: o

•—•p- -

to 5 .

2 <

cr . 9 t »-* o: _J

3 5s

s< o: w u- 0 S < u. o

.t: • *• c •2 ui y o . . . » O Vil '

* O o *-

. t » o x E

V) O Ui

-=£ o ,<

. BAHIA , (ARCH.-L.PROT)

* 1

* * * 1 1 GRENVILLE

• (UPPER PREC)

*

• VERMONT

(UPPER PREC)

• •

• •

•

i . i l .

1

a K * * • » * •

. «• • • • •

•

•• • •

• • • • • •

• . . • • •

• • • •

| * •

-_l l i i i L_ . _

12 16 20

f 0 l°/o 24

O0SM0WJ,

28 -4 0

6 C l /OOPDBJ

+4

Fig.29- Vorioçõo de 6 , e 0 e 613 C com o gro'u de metomorfismo. Grófico compilado de SI6HIN0LFI ei oi (1976)

(x—K)-SERRA DAS PANELAS- Amostros. Mof-6 , CiBi, &J0T-6-Í e Mot-

íia figura, observa-se que a composição isotõpica dp carbono

não parece ser correlacionada "in totum" ao grau de

jnetamorfismo. SCHIDLOWSKI et ai op. cit. atribui uma! certa

constância nos valores b C desde o Prccambriano Infprior

até o recente, que se explica pela constância da razão ,

C org/C inorg. no ambiente de sedimentação dos carbonatos

marinhos. Considerando carbonatos,da mesma idadft, notam-se

flutuações no» valores & 0, que(parecei depender mais das^

- » -

feições pre e pór.-mctamõrfica, do que de mudanças do gradiente

metamórfico (SIGHINOLFI op. cit.).

A pequena variação dos valores da Serra das

Panelas deve-se possivelmente a homogeneização sob condições

de alto grau de metamorfismo (SHIEH and Scm7AP.CZ, 1974).

11.3.2. Isõtopos de C e O e tempo geológico i

SCHIDLOWSKI et ai op. cit. estudaram os isõtopos de carbono!

e oxigênio relacionanco-os com o tempo geológico.

(13 Na Fig. 30, excetuando-se alguns valores anormais deu" C, a

composição isotópica do carbono, desde o Argueano até o I

Recente, ê inalterada não só nos carbonatos sedimentares bem

conto nos carbonatos metamorfizados.

•

0 O

a 0

o IO

12

IO

8

6

4

2

0

-2

-4

cnos

Fig.30- Voríocõo de 6 , 3 C dada em [ % © P D B ] COT» o ídode geológico. Gráfico compilido de SCHIDLOWSKI et oi (1975) i\ ) SERRA DAS PANELAS j — Amostras M o t - 6 , C l B i , M o t - 6 - i e Mot-7." !

-69 r

£»< Os valores ° *~ C encontrados para os carbonatos da Serra das Panelas quando relacionados com a média das idades encontradas

(2.027 m.a.) coincidem com o què foi estabelecido por aquele

autor. C 18 0 mesmo estudo foi f e i t o em re lação ao ^ O, conforme é v i s t o

na F ig . 31; aqui observa-se una tendência de aumento nos va lores

de 6 O desde o Arqueano a t é o Recente.

___ 0,5 0

IDADE X IO9 Anos

Fig. 3 i - Vorioçõo de 6 , 8 0 dado em C %» S M O W ] com o idade

geológico ©rófico compilado de SCHIDLOWSKI et oi (1975).

( J ) SERRA DAS PANELAS — Amostros Mot -6 , Clbi, Moí -6 -1 e Mot-7.

-Í70-I

t 18 Os valores de 0 o, (nédia de 12,83%a vs SMOW) , encontrados

nos carbonatos da Serra das Panelas, quando relacionados

com a média das idades determinadas, não coincidem com o que

ficou estabelecido por SHIDLOWSKI et ai op. cit., ou sejn,

para idade em torno de 2.000 m.a., « O varia de 17%, a 24%»

vs SMOW, mas coincidem com valores de idade superior a C 18

2.500 m.a. (Arqucano). Aqueles valores tão baixos de u O,

podem ser devido a trocas isotópicas que ocorrem pós-deposi-

cionalmente (DEGENS and EPSTEIN, 1962) na superfície das

águas "leves", ou então devido a perda de O da rocha,

causada por trocas entre esta e águas termais (CLAYTON and STEINER, 1975).

11.3.3. Isótopos de C e O em carbonatitos

613 (18 C e 0 O constata­

dos têm sido bastante distintos dos encontrados para calca-' rios sediraentares e seus correspondentes metamorfizados.

TAYLOR et ai (1965), encontraram em calcitas do carbonatito

Ó13 C = -6 ,6%» a- 8,4%» VS PDB; BAERTSCHI, 1957 citado em TUTTLE and GITTINS (1966) ,

apresenta os seguintes valores para o carbonatito de

Kaiserstuhl, Alemanhat C = - 8,8 a - 9,3%, e O = - 21,l%o.>

DEINES (1970), estudando o complexo carbonatítico de Oka -<13

Canada, achou a seguinte distribuição: O C = *- 5%<> vs PDB

e ò O - 7,4%o vs SMOW; já para os carbonatitos do Leste Afri

cano, a média é de-o 13C = - 5,1%. + 1,4%, vs PDB, DEINES

(1973).

Dos dados apresentados pelas amostras da Serra da3 Panelas e,

tias considerações feitas levando-se em conta o grau de meta-

morfismo, o tempo geológico e relação de dados encontrados em

carbonatitos, pode-se deduzir que aquelas rochas: |

! I - tiveram sua'origem a iirtir de carbonatos marinhos de idade

Precambriana Inferior Fig. 30;

- dificilmente poderão ser correlacionadas a rochas carbonatí-

ticas.

11.4. Geoquímica das Terras Raras

Biotita, apatitas e calcitas foram submetidas a análise de

elementos das Terras Raras tais como: La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu,

Gd, Dy, Er e Yb além de Y, cujos resultados são dados em par­

tes por milhão (ppm),

0 grupo lantanóide mostra, alternadamente, a abundância ma.is

elevada dos elementos de números atômicos pares e, menos ele- •

vadas, dos elementos de números atômicos ímpares. Na crosta —3 a abundância absoluta varia aproximadamente entre 10 % no

caso do Ce e 10 % no caso do Tin.

Tendo em vista a utilização de meteoritos silicatados (condri­

tos) , como num modelo da composição do manto superior e, como

naqueles meteoritos as abundâncias observadas variam da mesma

forma quanto aos elementos de números atômicos pares e ímpares,

eles são utilizados para normalização das concentrações obser­

vadas em rochas terrestres, a fim de evitar alternância entre

aqueles elementos, citado em HASKIM et ai (1966) como efeito

da regra ODDO-HARKINS.

Fez-seoa normalização .dividindo-se o valor de cada elemento

pelo seu valor médio nos condritos. Na tabela X são apresentados,

não sõ os valores absolutos, bem como os valores normalizados

para condritos dos vários elementos analisados nas apatitas,

calcitas e biotita.

Nos vários gráficos que são apresentados Y foi colocado em

lugar do Ho, tendo em vista que, os dados do Y são mais preci­

sos e os raios iônicos dos dois elementos são idênticos.;

A Pig. 32 mostra curva padrão de distribuição das Terras Raras

na biotita normalizada para condrito, onde se observa enrique­

cimento nas Terras Raras leves em relação âs pesadas, e anomalia

negativa do Eu. Na biotita não foi detectado o Yb.

-72r

La

Ce

P r

N d

S m

E u

Gd

D y

Er

V b

Y

BIOTITA

d B i |

6 0 . 2

8 5 . 8

8 . 5 8

2 1 , 3

2 . 5 6

0 . 3 9

1.81

l .OO

0 . 5 1

—

7.1

A P A T 1 T A S

C 8 A p i

9 5 9

1 4 9 1

1 4 6

4 5 0

7 2 . 5

1 8 . 1

5 1 . 4

3 8 , 7

1 6 , 7

i e . 3

2 0 0

Cj A p 2

5 7 6

1107

1 0 2

3 6 1

5 4 . 3

1 2 . 0

3 8 . 7

27 , i '

1 5 . 7

1 4 , 1

1 4 9

Cs Ap 2

3 7 2

7 3 0

6 8 , 8

2 6 3

3 9 , 5

5 . 8 1

2 7 . 0

1 9 . 3

1 0 , 7

5 .7

113

MAT-5

2 5 9

6 1 8

5 5 . 7

2 3 3

4 1 . 9

8 . 8

2 9 . 8

2 2 . 3

11, G

—

116

MAT-3

4 81

1131

1 1 6

4 8 5

7 9 . 3

1 3 . 4

6 1 , 3

4 2 , 3

1 8 . 5

1 1 . 2

1 9 9

MAT-8-1

7 6 8

1 4 5 0

1 3 2

4 8 9

7 0 . 9

1 2 . 7

5 0 . 7

3 7 , 2

19 .6

II. 7

2 0 4

C A L C 1 T A S

Cs COt

5 2 . 7

7 3 . 6

5 . 6 5

1 9 . 0

2 . 6 9

0 . 1 0

3 . 6 5

2 , 5 0

1 . 3 9

0 . 9 2

2 5 . G

C&Coi

1 7 8

3 6 2

3 3 . 6

1 3 0

2 0 . 6

3 . 6 5

1 5 . 7

1 2 , 8

G.72

U.B

7 5 . 4

C 4 C 0 3

1 4 3

2 6 7

2 4 , 0

8 8 , 5

1 3 , 1

2 . 5

1 0 . 2

8 . 0 7

5 . 2 4

'í.f)

57 ,7

C4C0 2

2 5 7

4 6 0

39 .1

1 4 4

2 0 . 4

3,76

14 .7

11,6

5 , 6

3 . 3

6 6 . 9

0 . 3 3

0 . 8 8

0.112

0 . 6 0

0.181

0 . 0 6 9

0.2 4 9

0 . 3 1

0 , 2 0 *

O.20

1 . 9 6

E L E M E N T O S DE T E R R A S RARAS NORMALIZADOS PARA CONDRITOS

L o

Ce

Pr

N d

S m t

Eu

Gd

Oy

Er

Yb

Y

1 8 2 , 4

9 7 , 5

7 6 . 6

3 5 . 5

1 4 . 1

5 ,C

7.3

3 .2

2 , 6

—

3 . 6

2 9 0 6

1 6 9 4 , 3

1 3 0 3 , 6

7 5 0

4 0 Q 5

2 6 2 , 3

2 0 6 , 4

1 2 4 , 8

8 3 , 5

8 1 , 5

1 4 2 , 8

1 7 4 5 . 5

1 2 5 7 , 9

9 1 0 , 7 -

6 0 1 , 6

3 0 0

1 7 3 , 9

1 5 5 , 4

8 7 . 4

7 6 , 5

7 0 , 5

7 6 . 0

1127, 2

8 3 0 , 1

6 1 4 , 4 •

4 3 8 , 2

2 1 6 , 1

8 4 . 2

1 0 8 , 6

6 2 , 4

5 3 , 3

2 6 , 6

5 7 , 5

7 8 5 , 9

7 0 2 , 5

4 9 6 , 8

3 8 8 , 1

2 3 1 , 5

1 2 7 , 5

1 1 9 , 5

7 1 . 8

5 7 , 9

—

5 9 , 0

1 4 5 7 1

1 2 8 5 , 5

1 0 3 3 , 5

8 0 8 , 5

4 3 8 , 0

1 9 3 , 0

2 4 6 , 1

1 3 6 . 6

9 2 , 4

5 6 , 1

1 0 1 , 4

2 3 2 6 0

1 6 4 8 , 1

1 1 7 5 , 6

6 1 4 , 2

3 9 1 , 6

1 0 4 , 2

2 0 3 , 4

1 2 0 , 0

9 8 , 0

5 5 , 8

1 0 3 , 9

1 5 9 . 7

8 3 , 6

5 0 , 4

3 1 , 6

1 4 , 9

1 .5

1 4 , 7

8,1

7 . 0

4 , 9

1 3 , 1

5 3 5 , 7

4 1 1 . 4

2 9 9 , 9

2 1 6 . 9

113,6

5 2 . 9

6 3 . 0

4 1 . 3

3 3 . 6

4 9 , 1

3 8 , 5

4 3 4 , 0

3 0 2 , 9

2 1 4 , 0

1 4 7 , 6

7 2 , 3

3 5 , 9

4 1 , 0

2 6 . 0

1 1

26 2 , ,,.; i 23,0

29,4

7 79,8

5 2 2 , 8

3 4 9 , 2

2 3 9 . 3

112.5

5 4 , 5

5 9 , 0

37,4

28 ,1

1 1 6 , 6

3 4 . 1

/

/

/

/

/

/

« ' !

/

/ , - , -, „

i / 1

j ' 1 --..-.^.,:—^aes.. •^•^^-.'.^stsssiit^^ ,«».,ri m »_^j—t aé=**3

1000

o H ir o z o o 100

DIA

lu 2 »•*

1 0 <i H

? O m

i

I ^ v

1. .1 . 1

\ f' Bíi ' \

\i

' i i i i i i i

-

-m

--

_ --" ~ „

• •

*j -

— * s ^ _

"

1 1 1 1 • i « c» rr N< ( • t . •< DT T (• T I l i «T M «I «1 (S (T »» TI

NÚMERO ATÔMICO OE TERRAS RAIVAS

Fig.32 " Padrão de distribuiçõo dos TERRAS RARAS normolizodos por condrito poro amostra de biotita (Cl 8i) * Serro dos Panelas .

A Fig. 33 mostra curvas padrão de distribuição das Terras '

Raras nas calcitas normalizadas para condrito, observando-se

forte enriquecimento*nas Terras Raras leves, anomalia negati

va do Eu, sendo mais acentuada na amostra C-Ca.. (calcita in-

tercrescida com apatita), e um pequeno enriquecimento do Yb

em relação ao Er na-amostra CrCa, (calcita avermelhada).

A anomalia do Eu, provavelmente, dcve-sc 5 troca no estado de

oxidação cm condições ígneas, por separação em meio aquoso

envolvido porecarbono e material fosfático HASKIN et ai, op.

cit. j

POULiOT (1970) e EBY (1975) atribuem a anomalia positiva do ;

Eu, nas calcitas dos carbonatitos de OKA - Quebec, a entrada* 2+ 2+ « do Eu na estrutura da calcita em lugar do Sr devi)do a

i

similaridade dos raios c cargas iônlcas daqueles íonsi; o mest

mo autor determinou cerca de 1 a 2% de Sr nas calcitas de

-74-

Oka. As calcitas da Serra das Panelas apresentaram uma vari

ação de 0,039 a 0,058% de Sr.

ITO

CE O 2 O O

< O UJ S N.

< 1-

ü _l < O

1000

100

10

1

-

-

-

I,

C/j Co2

/ , C 5 Co4

X. c<>co y v y ^^^

C3 Coí N .

•\ /

.i i i i i i i i

•

•

_

l -„

-_ -_ : ; : Í 5 ^ ; ^ ^ ^ ^ *

s. _^$^3T*^^ ^ * * ^ ^ — * * •

^•A S*K

^--^ \ -*"*"*,",*»»J

-

1 1 1 1 1 1 L« C . r, Há « • ( • C4 O] T Lt Tk U

ST St t i • ) t » *T «» TI

NÚMERO ATÔMICO DE TERRAS RARAS

Fig. 3 3 " Podrõo de distribuicõo dos TERRAS RARAS normalizados por condrito poro os amostres de calcito Serra dos Ponelos.

A Fig. 34 mostra curvas padrão de distribuição das Terras Ra­

ras nas apatitas. A título de comparação, apresentam-se cur­

vas para as apatitas da Mina João Carrilho, da Fazenda Retiro

e. da localidade de Pedra Branca.

Todas as apatitas mostram forte enriquecimento das Terras Ra­

ras leves, em relação ãs Terras Raras pesadas, anomalia negati.

vâ do Eu, exceto as amostras MAT-5 da Mina João Carrilho e

C2Ap2 da Serra das Panelas.

A despeito de apresentarem valores absolutos diferentes, as

curvets guardam mais ou menos a mesma inclinação, (

Aqui não se observa enriquecimento do Yb em relação ao Br.

Comparando as apatitas da Serra das Panelas com as apatitas

das localidades acima citadas, as curvas sugerem uma mesma

população.

Ç 2 A P |

1000

a o z o ü

«I õ

•Ul

2

100

10

< a <

MAT-3

MAT8-I

i I J L J I I 1 I ! I I l l a C. ST

• • t . ca I I , 1 Cr T i • 1 •» «T • • TI

NUMERO ATÔMICO DE TERRAS RARAS

Fig. 3 4 " Podrõe de distribuição dos TERRAS RARAS normalizados por condrito para amostras de opatito.

C2Apj , C2 Ap2 . C3 Ap2 Serro tías Panelas

MAT-5 —* Mino João Carrilho

MAT-3 Fozendo Retiro

MAT-8-1 Pedra Branco

Na tabela XI apresentam-se as médias dos valores absolutos

das Terras Raras paira as amostras das apatitas e calcitas,

os valores absolutos das Terras Raras da biotita, as razões

médias das apatitas/media das calcitas, média das calcitas/

biotita e biotita/média das apatitas.

Na Fig. 35 os pontos representam razão média das apatitas/

média das calcitas. Aqui não se registra enriquecimento das

Terras Raras leves em relação âs pesadas, não se observando

o mesmo padrão de distribuição encontrado para calcitas e

apatitas; abundância máxima é exibida pelo Eu entretanto,

não chega a caracterizar anomalia. Quanto ã preferencia, a

curva sugere equivalência das Terras Raras tanto pa^a apatitas

como para calcitas.

TABELA XI

La

Cd

Pr

Nd

Sm

Eu

3 d

Dy

Er

Yb

Y

Medio Ap

5 6 9 , 2

1087,8

103 ,4

380 ,2

59,7

1 1,6

4 3 . 2

31 ,2

15,5

9 .8

176,8

M e d i a Ca .

157,7

290.7

25,6

• 9 5 , 4

14,2

2 ,5

U . 1

8 .7

4 ,7

4,7

R6.4

Bi

6 0 , 2

85 .8

8 , 5 8

21,3

2 ,56

0 .39

1,81

1,00

0 ,5 1

-

7,1

Média Ap Media Ca

3 , 6

3.7

4 . 0

3 .9

4.2

4 .7

3 . 9

3 , 6

3.3

2,1

3 , i

M e d i a Ca Bi

2 . 6

3 . 4

3 . 0

4 . 5

5 , 5

6 . 4

6 , 1

8 , 7

9,2

-

7,9

Bi Media Ap

0,10 5

0 , 0 7 8

0 . 0 8

0 , 0 5 6

0 . 0 4 2

0 , 0 3 3

0 , 0 4 1

0 , 0 3 2

0 , 0 3 3

—

0 , 0 4 0

Apsapal i ta, Ca*ca lc i to e Bf-biot i to

o -tu 2

100

< 1000

o to <t o < D Ul S

\ w

ü í < </> «i o

10

»7

Ca »r «4 t . •1

"1 1 [> «7

NUMERO ATÔMICO DE TERRAS HARAS

Fig. 35 - Podrõo de distribuição dos TE.-íRAS RARAS, razão mécSia dos opotitos ; médio dos colciíos.

Na Flg. 36 os pontos -representam a razão média caleita/bioti

ta. A curva mostra um enriquecimento gradativo das Terras Ra

ras mais pesadas devido â preferência destas pela caleita em

relação ã biotita.

Na Fig. 37 os pontos representam a razão biotita/médiajdas

apatitas. As razões encontradas para os vários elementps

das Terras Raras, são muito baixas; a. curva mostra enriqueci­

mento das Terras Raras leves em relação as pesadas, e,um i * '! „ •' i ' i

certo fracionamento após o Eu. •' ' •• í • ' - i ' ! ;i

Os nossos resultados não concordam com os que se tem encontra do para rochas de origem sedimentar de ambiente marinho. j

PIPER (1974) estudando os elementos das Terras Raras no ciejo

sedimentar, des taça o comportamento anômalo do Ce, Este elemen

!

478-

1000: CO

í r-o CO

in

< O

100

o •Ul

2 \

o _i < Ü

3

3

10-

57 fm

«1

s. Ck

*3 « 10

I S

»T Y

«7

C, T »

« t

T» L .

11

NUMERO ATÔMICO DE TERRAS RARAS

Fig. 36* Padrão de disti *>uicão dos TERRAS RARAS, rozõo médio calcitas; biotito

< r-

I < <t O

o • U ' "2

< r-

<D

L« Cf •< 17 e»

M4 I ' * »» t . 0» T» », «I «1 C*

Cr Tu Y» Lu « • 71

NUMtRO ATÔMICO OE TFURAS RARAS

Fíg.37* Podrão de distribuição dos TERRAS RARAS, rozõo biolíto; medio opotita3

-Í9-.

tof em rochas ígncas e sedinentores continentais, está em

estado tripositivo, entretanto, en ambiente marinho ele é 4+ oxidado devido ao fracionamento, passando a Ce

Quanto ao Eu, em ambiente sedimentar, o seu estado triposi­

tivo faz com que ele tenha o mesmo comportamento que os ou­

tros vinte elementos trivalentes do grupo.

Quanto â concentração, excetuando-se o Ce, o comportamento

do grupo é mais ou menos constante e semelhante entre si,

isto quando se faz análises do sedimentos recentes de oriyer.

marinha.

LAJOKI (1975), estudando apatita e caJcita, encontrou para

formações ferríferas de idade Precambriana, na formação fer-

rífera de Paãkkò" cm Vayrylànkyla (Finlândia), teor relativa­

mente alto dos elementos de Torras Raras, e "depleção" no

Ce, atribuindo a isto a presença de apatita de origem mari­

nha; os resultados por ele encontrado:: foram comparados a

rochas ricas em ferro, portadoras de P, observ.-ndo-se compO£

tamento idêntico nos sedimentos metaliferos do oceano PacífJL

co não só quanto ao teor, bem como a "depleçac" do Ce; igual

"depleção" no Ce, foi encontrado pelo mesmo autor, na

fãcies carbonãtica da formação ferrífera de Iso Vuorijarvi.

A "depleção" do Ce parece ser correlacionada ã presença de

P nas rochas analisadas, as quais são de origem marinha.

Quanto ã origem Ignea, as rochas ricac em silica apresentam

maior concentração dos lantanóides pesados; as pobres em

silica e as ricas em carbonatos apresentam maior concentra­

ção dos lantanóides leves (FLEISCHER and ALTSCHULE1?, 1969).

Enriquecimento nos lantanóides leves (Eu até La) ê apresen­

tado por rochas alcalinas, caleitas e apatitas a elas asso­

ciadas, quando normalizadas para condrito (HASKIN, 1966).

Ainda, em condições ígneas, pode ocorrer fracionamento in­

terno do gruço de lantanóides, com a formação de complexos

químicos estáveis com fluoreto e carbonato, na fase hidto-

• - I • . ; l

termal, da seguinte forma:

M (C03)n Fm

Onde: M = lantanóides

n = 3

m » 1

x = 4

Estes complexos solúveis, são mais estáveis quando formados

por elementos mais pesados que os complexos formados por

elementos mais leves (ALEHSAHDROV et ai , 1969).

Os carbonatitos mostram forte enriquecimento das Terras P.a-

ras leves, ocorrendo maior concentração nas apatitas (EBY,

1975); no carbonatito de Oka - Quebec ocorre também anoma­

lias do Eu, positiva nas calcitas e negativa nas apatitas,

acreditando-se ser o resultado de competição em sistema fe-2+ chaâo entre os vários minerais para o Eu (EBY, op. cit.).

Os resultados obtidos nas apatitas e calcitas da Serra das

Panelas, o forte enriquecimento das Terras Raras leves em

reüação âs pesadas, além das concentrações absolutas eleva­

das nas apatitas, indicam uma relação muito mais forte com

rochas alcalinas e carbonatitos do que com outro tipo de

rocha; a anomalia negativa do Eu, que também foi encontrado

em rochas da região de Poço de Fora (FIGUEIREDO, 1976) , pode

ser interpretada cümo um líquido de fase tardia derivado de

magma alcalino, após a cristalização do fcldspaton, ou or, flui

dos foram derivados por refusao de rochas ígneas alcalinas

em que o feldspato ficou no resíduo sólido. i

Rochas alcalinas ocorrem em Pé de Serra localidade próxima $

Serra das Panelas.

12. METAMORFISKO

Era várias regiões de escudos geológicos, tais como em Aldan e

Baykal, na ünino Soviética, na Coréia, Canadá, Madagascar,

ocorrem rochas diopsídicas metassomatizadas, associadas a rai-

neralizações de flogopita-magnetita, flogopita-lazulita, flo-

gopita, flogopita-apatita e flogopita-torianita, respectiva­

mente .

Aquelas rochas diopsídicas estão, contidas en terreno.-» "recam-

brianos, onde o metamorfismo inicia] dos complexos corresponde

a fácies granulítica, excetuando-se as da Coréia onde estão

associadas a rochas eclogítiras.

Em todas as áreas ficou constatado que a formação dos metasso-

itfatitos diopsídicos não dependeu do met amor fism.o regional ini­

cial, de idade Arqueana (MIKHAYLOV, 1973) , mas estão diretamen­

te relacionadas a episódios orogenéticos, onde intrusões mag­

ma ticas ou o próprio metamorfismo, forneceram soluções que i

"interagiram sobre rochas carbonãticas. Em todas aquelas regiões,

observou-se que o'tempo de formação dos metassomatitos coincide

"com a última reorganização estrutural e metarcõrfica dos comple­

xos antigos profundamente metamorfisados. Assim os escudos

Para-Aldan, Baykal e Sino-Coreiano, estão associados â orogenia

do Proterczõico Inferior onde os depósitos de flogopita apresen

tara idade isotópica 1900 m.a.; o escudo Canadense está associ

ado ã orogenia Grenville onde os depósitos de flogopita e apat:L

ta apresentam idade isotópica igual a-1060 m.a. e o escudo de

Madagascar está associado â zona de Moçambique de diastrofismo

Proterozóico Superior cuja idade isotópica dos depósitos de

flogopita é de 530 m.a..

Desta forma og metassomatitos diopsídicos, que são responsáveis i \-

pela formação os depósitos de apatita, flogopita e piagnetita,

são considerados resultados de efeitos de processos metamórficos»

superportos da fácioo anfibolítica nas seqüências antigay pro­

fundamente metamorfisadas, fácies granulítica, as quais conti-

-ei-

nharo mármore d o l o m í t i c o (M1KIIAYL0V op . c i t . ) .

Existe uma semelhança muito acentuada das condições geológicas

(litologia e mineralização) da Serra das Panelas comparadas ãs

regiões supracitadas.

Na Serra das Panelas, as rochas originalmente sedimentares do

tipo pelítica, intercaladas com rochas carbonatadas, calcários

e dolomitos impuros, foram no Arqueano submetidas a metamorfis-

jno de alto grau na altura da fácies granulitica; posteriormente,

e concomitante ao Ciclo Orogenético Transamazônico, as ro­

chas sofreram um outro episódio de metamorfismo sob condições

inferiores ao primeiro evento metamórfico, dando-se migmatiza-

ção das rochas de composição granitica, e o tensionamento dos

diopsiditos, dos mármores, conforme indicam as suas formas de

ocorrência; os granolitos, os granobIasti tos e o hiperstênio

bornblendito não foram afetados. K esta época o metamorfismo *

atingiu a fácies almandina anfibolítica.

Os pegmatitos alcaiinos que ocorrem na área foram colocados

durante aquele último processo de metamorfismo regional, os

quais forneceram soluções que interagiram sobre os diopsiditos

e mármores, metássomatisando-os, sendo responsáveis pela mine­

ralização de apatita-calcita.

12.1. Diopsiditos

Os estudos petroquímicos mostraram que as calcossilicatadas

sao rochas provenientes de sedimentos químicos impuros do tipo

dolomito. Macroscopicamente observou-se acamamento relíquia o

que vem ratificar esta hipótese para a rocha original. í

A presença de diopsídio e forsterita e a ausência de wolastoni^

ta indicam metamorfismo de alta pressão (MIYASHIROL 1973)., Tra­

balhos experimentais mostrar, que o diopsídio, mineral da fjãcies

anfibolítica, forma-se a partir da reação: '

1 tremolita + 3 calcita + 2 quartzo = 5 diopsídio + 3 CO^ +

1 H20 (1)

.1 : H

esta reação ocorre numa pequena variação de temperatura e numa

ampla variação de X Q . Desta forma, a pressão de 5 kb a tempe

ratura varia de 620°C a 655 C e a X varia entre 0,20 a 0,98

(WINKLER, 1974). Nas mesmas condições, com o aumento da tempe­

ratura de 50°C a 60 C da reação do diopsídio (1), ocorre a

formação da forsterita da seguinte forma:

1 tremolita + 11 dolomita = 8 forsterita + 13 calcita + 9 C02 +

1 H20 (2)

0 diopsídio é um mineral constante nas associações encontradas.

Sua formação, possivelmente, deve-se ãs condições da reação (1).

Onde ele ocorre associado a forsterita, uma vez que não encon­

trou-se calcita, provavelmente a forsterita não formou-se como

é mostrado na reação (2). Desta forma possivelmente a associa­

ção diopsídio-forstcrita originou-se da reação:

3 tremolita + 5 calcita = 11 diopsídio + 2 forsterita + 5 CO, +

3 H20 (3)

Esta reação ocorre em altas temperaturas, as quais ainda não

foram determinadas experimentalmente (WINKLER op. cit.).

A presença de plagioclásio, flogopita, microclina e quartzo,

deve-se a impurezas, talvez intercalações pelíticas contendo

A1203, K20, Na20 e Si02.

A escapolita e tremolita, de acordo com informações petrogrã-

ficas, ocorrem devido a processo metassomãtico: a tremolitiza-

ção do diopsídio e escapolitização do plagioclãsic, conforme

«as respectivas reações:

(H20 + ... + 3 Ca2+ + 3 02") 2H + 5 diopsídio —» 1 tremolita +

2 quartzo

2+ 2—

Ca + 1/2 Ot + CO~ + 3 plagioclásio (anortita) -*> escapolita

(meionitja)

As associações de metamorfismo progressivo bem como as metasso

matizadas são representadas na Fig, 38.

-844

(NO K) Al Ot

Microcoria

Plagiociosio Associações pobres em K*

com «• —*• No

(Esfeno (Apotitc)

Escopolita Flogopito

Olivino

CaO Diopsidio Tremotita Mg O

Fig.38" Oiagramq, (No KlAlOj -CaO- Mg O.

x— Representam assqciações metossomátícos. «— Representam ossociocões de metomorfismo progressivo

1 2 . 2 . Mármores

Os estudos petroquímicos revelaram que também os mármores são

rochas proverientes de sedimentos químicos impuros do tipo cai-

cario. ' ! ;

Devido a presença de grossularita, além de outros alúmino-mine-

rais como; labradorita, microclina e epidoto, pode-se sugerir

como rocha original um calcário pelxtico; esta possibilidade é

ratificada pelas análises químicas de elerentos maiores (An^xo

VI) onde foram encontrados valores bastante baixos de MgO.

X83-J

De acordo com as associações minerológicas encontrada.',, a gros_

sularita formou-se, talvez, a partir da reação (4) dada abaixo,

comprovada petrografxcamente, porém, sem comprovação experimen­

tal:

4 calcita + 3 anortita + 2 diopsídio <=* 3 grossularita + 1 fors-

terita + 4 C02 (4)

As reações dad?s por WINKLER op. cit. e MIYASHTtK) op. cit. para

formação da grossularita que poderiam ser aplicadas aos mármores

da Serra das Panelas são:

2 zòicita + 5 calcita + 3 quartzo 3 grossularita + 5 CO. +

1 H20

4 zoicita + 1 quartzo 77» 1 grossularita + 5 anortita + 2 H-O

São reações realizadas em altas temperaturas e pressão moderada,

de acordo coro WINKLER (1974), daí não ter sido encontrada a

wolastonita, o que teria sido possível em baixa pressão.

Observa-se, portanto, que as condições de metamorfismo foram

semelhantes às determinadas para os diopsiditos; o alto teor

de anortita do plagioclásio, presença de microclina e demais

minerais indica"», para os mármores, a fÁcies anfibolítica de

alto grau.

Soluções metassomatizantes hidratadas, alcalinas, e ricor. em B,

interagiram com os mármores, originando anfibolização e turma-

linização, respectivamente.

-8&L

13. CONCLUSÕES

1. A similaridade das condições entre a área que engloba a

Serra das Panelas com outras regiões de escudos geológicos,

indica que as rochas calcossilicatadas e os mármores são ro­

chas polimetamõr ficas, cujos metainorfismos, inicial e final,

atingiram as fãcies granulítica e anfibolítica, respectiva­

mente .

2. Os granolitos, granoblastitos e hioerstênio hornblcndito

não foram afetados pelo último episôd o metair.õrfico.

3. Os valores encontrados para O nas calei tos, indicam ida­

de absoluta em torno de 2.500 m.a., que corresponde ao Arque-

ano (Precambriano Inferior). As idades determinadas pelos mé­

todos K/Ar e Rb/Sr êm micas e hornblenda são em média

.2.027 m.a., e coincidem com a idade do Ciclo Orogenético

Transamazonico. Durante este Ciclo, houve remobilizaçao das ro­

chas, originando os migmatitos, e o tensionamento dos diopsidi-

tos e mármores, além de intrusões de pegmatitos alcalinos sienl

ticos«.

Desta forma as idades obtidas pelos métodos K/Ar e Rb/Sr são

correspondentes ao metamorfismo transamazonico, sendo portanto

as rochas da fãcies granulítica, mais velhas, provavelmente de

idade Arqueana.

4. 0 controle litológico entre os diopsiclitos e os depósitos

de apatita, a associação com flogopita, as altas concentrações

de niõbio e as inclusões e vazios apresentados pela apatita,

indicam que aqueles depósitos foram formados por soluções peg-

matíticas de afinidade alcalina.

Estas soluções interagiram com as rochas calcossilicatadas e

mármores metassomatizando-as, sendo responsáveis pela escapp-

litizaçao do plagioclãslo, anfibolizaçao e turmalinízaçio dos

piroxênios.

-87- \ X_JL

5. As altas concentrações dos valores absolutos dos elementos

das Terras Raras, o forte enriquecimento dos Inntar.õides le­

ves encontrados nos minerais analisados, além de altas concen­

trações de Ba encontradas nos mármores, sugerem estar aquelas

rochas muito mais iortemento relacionadas a rochas alcalinas

e carbonatíticas do que a outro tipo de rocha.

Ratificando a atividade ígnea, a anoiralia negativa do Eu indica

a derivação de um líquido de fase tardia, proveniente de magma

alcalino, após a cristalização de feldspato, ou os fluidos fo­

ram oriundos através processo de refusão de rochas Igneas alca­

linas em que o feldspato ficou no resíduo sólido.

6. Os resultados icotópicos de Sr/ Sr. . . , indicam haver * inicial

pouca probabilidade daq.ielas rochas terem origem através remo­

bilizaçao de carbonatos marinhos e, muito menos, de serem c/>.r-

bonatitos verdadeiros os quais têm origem no manto superior. Desta forma, os valores altos encontrados para razão ' 87 86 i Sr/ SriniCiai' P°de ser justificado por enriquecimento de

estrôncio devido a anatexia das rochas silicatadas do embasà- j

mento, ou por meio.de metamorfismo de alto grau ou ainda prove- '

niente de fluidos magmâticos com origem no manto os quais inter­

agiram com rochas da crosta; considerando a última possibilida-I

de como a mais provável a origem através remobilizaçao de carbo-1

natos marinhos poderia ser considerada. !

I i 7. Os valores petroquímicos e resultados analíticos de isõtopos ;

13 18 "~

de C e O indicam que os mármores e diopsiditos tiveram ori­

gem a partir de carbonatos marinhos antigos, sendo dificilmente

correlacionáveis a rochas carbonatíticas. | * • ; Ü !!

8. Os diopsiditos e os mármores foram submetidos ao metamorfi smol, regional sob is condições mínimas correspondentes a fáciec arifi-;;

I ' • o ' ''

bolítica, onde a temperatura abrangeu a faixa de 62Ç a 655 C^

em pressões de 5 a 6 kb e Xc- alcançou valores entre, 0,20 a|

0,98 (WINKLER, 1974). _2 t í ;

!

—1....

-(8

9. Levando em conta todos os fatores expostos, propõe-se para

as rochas em estudo, origem híbrida, onde o grupo lantanoide

provém de fonte ígnea e o diôxido do carbono por remobilização

de rochas carbonáticas antigas.

14. BIBLIOGRAFIA

AHRENS, L. 11. et ai (1966) - Physics and Chemistry oi the

Earth; Pergamon Press. New York.

©ALEHSANDROV, I. V., SIN'KOVA, L. A., IVANOV, V. I. (1969) -

« Experimental study of tne behavior or Rare Earth elements

and Yttrium as applied to hydrothermal process. In Problems

of Geochemistry. N. I. KHITANOV; Jerusalem.

BARTH, T. F. W. (1969) - Theoretical Petrology, 2 — Edition;

John Wiley & Sons, INC., Nev; York, London.

BERNAS, B. (1968) - A new method for decomposition and

comprehensive analysis of silicates by atomic absorption

spectrometry; Analytical Chemistry; V. 40, N9 11, p.

1682-1686.

BOTTIWGA, J. (1968) ~ Calculation of fractionation factors

for carbon and oxygen isotopic exchange in the system

calcite-carbon dioxide-water. J. Phys. Chem., V. 72, p.

800-808.

BROUSSE, R. (19C8) - Precis de Geologie, Tome 1. Petrol ogle

Dunod, Paris. t

BURI, C. (1964) - Petrochemical calculations. Based on

equivalents, (methods of Paul Niggli) , Israel Prog rara for

Scientific Translations, Jerusalem.

CAPEDRI, S. and RIVALENTI, G. (1974) - A chemical method for

• major element determination in calcita coexisting v/ith other

carbonate and its bearing on geothermometry (In press).1

CHAYES, P. (1949) - A simple point counter for thin sections ,

analysis; Amer. Min., V. 34, p.l-ll. ; |

CHAYES, F. (1952) - Notes of the staining of potash feldspar

with sodium cobaltinitrite in the section. Amer. Min. V.

37, p. 337.

CLAYTON, R. N. and STEINER, A. (1975) - Oxygen isotope

studies of the geothermal system at Wairakei, New Zealand.

Geoch. et Cosmoch. Acta, V. 39, p. 1179-1186.

CORDANI, U. G. et alii, (1969) - Reconhecimento geocronológico

do embasamento da região oriental do Estado da Bahia, In

Congresso aras, de Geologia, XXIII, Salvador-Ba., Anais,

p. 159-165.

(1973) - Evolução geológica Precambriana

da faixa costeira do Brasil entre Salvador-Vitõria. são

Paulo, USP, Depart. Mineral, e Petrol, do Instituto de

Geociências - Tese de LIVRE DOCÊNCIA.

CRAIG, H. (1953) - The geochemistry of the stcble carbon

isotopes. Geoch. e^ Cosmoch. Acta, V. 3, p. 53-92.

(1957) - Isotoplc £tanders for carbon and oxygen

and correction factors for mass spectrornetrie analysis of

carbon dioxide. Geoch. et Cosmoch. Acta, V. 12, p. 133-119.

CROCKET, J. H., WINCHESTER, J. W. (1966) - Coprecipitation of

zinc v/ith calcium carbonate. Geoch. et Cosmoch. Acta, V. 34,

p. 1093-1109.

CURRIE, J. D. (1951) - The occurence and relationships of some

mica and apatite deposits in southeastern Ontario, Eco.

k Geol., N9 46, p. 765-778.

DEGENS, E. T. and EPSTEIN, S. (1962) - Relationships between

0 / 0 rations in coexisting carbonates, cherts and

dolomites. Bull. Amcr. Ass. Pgtrol. Gcol., V. 44, p. '

534-F.42. [. | a

DEINES, P. F. (1970) - The carbon and oxygen isotopic

composition of carbonates from the Oka carbonatite complex,

Quebec, Canada; Geoch. et Cosmoch. Acta, V. 34, p.

1199-1225.

(1973) - The isotopic composition of carbonatite

and kimberlite carbonates and their bearing on the isotopic

composition of deep-seated carbon; Geoch. et Cosmoch. Acta,

V. 37, p. 1709-1733.

DEINES, P. F. and GOLD, D. P. (1969) - The change in carbon anc.

oxygen isotopic composition during contact metamorphism of

Trenton limestone by Lhe Mount Royal pluton; Geoch. et

Cosmoch. Acta, V. 33, p. 421-424.

DULTRA, E. J. T. et al (1975) - Projeto de Cadastramento de

Ocorrências Minerais do Estado da Bahia; Secretaria das

Minas e Energia-Ba.; Coordenação da Produção Mineral,

Convênio SME-CBPM; V. IV. Relatório final.

*EBY; G. N. (1975) - Abundance an<l distribution of the Rare-Earth

elements and Yttrium in the rocks and minerals of the Oka

/wv carbonatite complex, Quebec. Geoch. et Cosmoch..Acta, V. 39,

.. p. 597-620. ' |

ERICHSEtl, A. e GUIMARÃES, D. (1936) - Distrito Petrográfico !

de Camisão, Estado da Bahia; Mineração e Metalurgia, N9 1, j

p. 17-21. ; I

FAURE, G. and POWELL, J. L. (1972) - Strontium isotope

geology. Springer - Verlag, Heidelburg, 188p.

FENTON, M. D. and FAURE, G. (1969) -The isotopic evolution

of terre&trial strontium: Geol. Soc. Amer. Absts. 1, N9 7,

p. 64.

FIGUEIREDO, M. C. H. de (1976) - Geologia e geoqnlmica da

Região dei Poço de Fora - Vale do rio Curaçá-Da.; Tese de

Mestrado em Geoqulmica, UFBa.

•li i

^FLEISCHER, M. and ALTSCIiULEK, Z. S. (1969) - The relationship

of the Rare-Earth composition of minerals to geological

^ " environment; Ccoch. et Cosmoch. Acta, V. 33, p. 725-732.

FRIEDMAN; G. M. (1959) - Identification of carbonate minerals

by staining methods; Journ. of Sedim. Petrol, V. 29, N9 1,

p. 87-97?

<S>FRYER, B. J. (1976) - Rare Earth evidence in iron formations

for changing Precair' rian oxidation states; Geoch. et Cosruoch.

Acta; In Press.

HASKIN, L. A. et al (1966) - Meteoritic, solar and terrestrial

Rare-Earth distributions, in Physics and Chemistry of the .

Earth; Pergamon' Press, London, New York.

HEINRICH, E. W. (1966) - The geology of carbonatltes; Rand

McNally £ Company, Chicago.»

KEGEL, W. (1963) - A estrutura geológica da Serra de Jacobina,

Bahia-Brasil; DNPM-DGM, Rio de Janeiro, Boi. N9 207, 21 p.,

il.

KING, L. C. (1956) - -A geomorfologia do Brasil Oriental; Rev.

Bras. Geog., Rio de Janeiro; V. 118, N9 2, p. 1-119.

KRAUS, E. H., HUNT, W. F. and RAMSDELL, L. S. (1951) -

Mineralogy - An Introduction to the Study of Minerals and

Cristais; Mc Gnaw-Hi11 Book Company, Ire. Nev York.

^.LAAJQKI., K. (1975) - Rare-Earth elements in Precambrian iron

formation in Vâfyry lanky la, South Poulanka area, Finland;

* Bull. Geol., Soc. Finland, N9 47, p. 93-107.

MAHRHOLZ, W. W. (1966) - Coleção de dados para investigação

geológica e exploração mineral no Estado da Bahia, lirasil;

Secretaria de Planejamento, Comissão de Planejamento

Econômico. i

; i ; i

; i , '

MASCARENHAS, J. F. et al (1975) - Projeto Bahia, Ministério das Minas e Energia,- Convênio DNPM-CPRM, V. V, Relatório Final.

McCREA, J. M. (1950) - On the isotopic chemistry of carbonates

and a paleotemperature sc^le; The Jour, of Chemical

Physics, V. 18, No 6, p. 849-857.

MEHNERT, K. R. (1971) - Migmatites and the origin of granitic

rocks; Elsevier Publishing Company Amsterdam, London, Nev;

York.

MIKHAYLOV, D. A. (1973) - Geological conditions of formation of Fe-Mg-Ca metasomatites in Precambrian complexes; Intern. Geolog. Review, V. 15, N9 2, p. 154-154.

MIYASHIRO, A. (1973) - Metamorphism and Metamorphic Belts;

George Allen Unwin Ltd., London, 492p.

MONTE FLORES, M. M. (19 37) - Geologia do Estado da Bahia; Inst.

Geog. e Hist, da Bahia, Salvador; |s. ed.), 41p. il. .

NEVES, B. B. B. e FEITOSA, E. C. (1969) - Proposição e estudos

geológicos da'Formação Capim Grosso; Cong. Bras. Geol.

XXXIII. Salvador, Ba. Boi. Esp_. N9 1, p. 60.

NUNES, A. B. et al (1975) - Projeto Radam, Levantamento de

recursos naturais de parte do Estado da Bahia; Ministério

das Minas e Energia - DNPM, V. £. Relatório preliminar.

OLIVEIRA, J. F. et al (1969) - Depósitos de apatita em Riachão

de Jacuípe; In XXIII Congr. Bras. Geol. Boi. Esp. N9 1,

p. 35-36.

| i

OLIVEIRA, A. I. e LEONARDOS, O. H. (1943) - Estado da pahiíi, In: Geologia do Brasil; 2- ed. Rio dc Janeiro, Ministério de Agricultura; Serv. de Jnf. Agrícola p. 67-73.

PEDREIRA, A. J. et ai (19 75) - Projeto Bahia, Ministério das

Minas e Energia; Convênio DNPM-CPRM, V. 1 Relatório Final.

45*PIPER, D. Z. (1974) - Rare-Earth elements in the sedimentary

a cycle: a sumary; Chem. Geol., N9 14, p. 285-304.

POULIOT, G. (1970) - Study of carbonatitic calcites from Oka,

Quebec; Can. Mineral. V. 10, p. 511-540.

REYNOLDS, R. C. (196 3) - Matrix corrcctiona in trace clement

analysis by X-ray fluorescence: estimation of the mass

absorption coefficient by compton scattering; Amer. Min.

V. 48, p. 1133-1143.

ROGERS, A. F. and KERR, P. F. (1942) - Optical Mineralogy.

McGraw-Hill Book Company, Inc. New York, 433p.

SA, E. F. J. de (1976) - Geologia e geoquímica das rochas

efusivas da Bacia do Paramirim-Ba.; Monografia de Mestrado

em Geoquímica. Instituto de Geociências da Universidade,

Federal da Bahia. !

SANTOS, R. F. A. do? (1962) - Chuvas na Bahia máximas e j

mínimas; Minis'terio 'te Viação e Obras Públicas, DNOCS, 49

Distrito, Salvador. * '' !s

SCHIDLOWSKI, M. et ai (1975) - Precambrian sedimentary

carbonates: carbon and oxygen isotope, geochemistry and

implications for the terrestrial oxygen budget. Prccambrian

Research, V. 27 p. 1-69. i

SCORZA, E. P. (1950) - Mineralização pirometassoinStica de :i

% calcários impuros e sua importância econômica no Brasil;

Mineração e Metalurgia; V. XV, N9 87, p. 101-104L

i i t; SEIXAS, S. R. M. et al (1974) - Projeto Bahia II; Ministério _;,

das Minas e Energia. Convênio DNPM-CPRM V. I, Partes I e! II.

Relatório*de Progresso.

£5-

SHIEH, Y. N. and SCHWARCZ, H. P. (1974) - Oxygen isotope

studies of granite and migmatite, Grenville province of

Ontario Canada; Geoch. et Cosmoch. Acta, V. 38, p. 21-45.

SIGHINOLFI, G. P. (1974) - Geochemistry of Precambrian

carbonate rocks from the brazilian shield: implications

for Archean carbonate sedimentation; Contr. Mineral, and

Petrol. V. 46> N9 3, p. 189-200.

SIGHINOLFI; G. P. and TORQUATO, J. R. (1976) - Carbon and

oxygen isotope geochemistry of Precambrian carbonates:

considerations on the early, evolution jf biomass on the

Earth; Geoch. et Cosmoch. Acta (In press).

TAYLOR, H. P. Jr. et *al (1965) - Oxygen and carbon isotope

studies of carbonatites from Laacher See distric, Germany;

(abs) Geol. Soc. Am. Spec. Paper; N9 82, p. 205-206.

TUTTLE, 0. F. and GITTINS, J. (1966) - Carbonatites; Intorr-cicnce

Publishers a division of John Wiley £ Sons Nev; York.

VEIGA, P. e COUTO, P. A. (1971) - Projeto apntita. Ministério

das Ninas e Energia. Convênio DHPK-CPRM, V. I, Relatório

Final.

WINCHELL, A. N. and WINCHELL, H. (1951) - Elements of

optical mineralogy, Part II - Descriptions of minerals;

4 — Ed. John Wiley £ Sons, Inc. New York, 551p.

WINKLER, H. G. F. (1967) - Petrogenesis of metamorphic rocks;

2 — Ed., Springer-Verlag Berlin, Heidelberg, Hew York, 237p.

» (1974) - Petrogenesis of metamorphic rocks;

3- Ed., Springer-Verlag Berlin, Heidelberg, Nev; York, 320p. i

YORK, D, and FARQUHAR, R. M. (1972) - The Earth's age a*id i is

Geochronology; Bergmon Presa, Oxford, 178p. j

ZHABIN, A. G. (1971) - Primary textural-ctructural features

of carbonatites and their metamorphic evolution; Intern.

Geolog. Review. V. 13, 119 7, p. 1087-1095. j |

AGRADECIMENTOS

A autora agradece ao Dr. IAN McREATH a orientação e críti­

cas; ao Dr. GIANPAOLO SIGHINOLFI a realização das análises

isotópicas de carbono e oxigênio, além da orientação na inter­

pretação da geoquímica daqueles isótopos; aos Drs. D. C. REX 12)

e BENJAMIN B. DE BRITO NEVES1 ' as determinações radiométricas; (2)

ao Dr. KOJI KAWASilITA as analise:; isotópicas de estrôncio e-

elementos traços; ã Geoquímica MARIALVA ANDRÉA SANTOS PEREIRA*4

as análises de elementos maiores; aos Geólogos GILBERTO JOSÉ

MACIIADO{5) e RONALDO M. BARBOSA(4) a colaboração dada nos tra­

balhos de campo; aos Profs. RAYMÜMDO JOSÉ B. FRÕES, MARIA TEREZA

T. ROCHA e JACIRA ORNÉLIA N. OLIVEIRA a revisão do manuscrito;

à Prof. ADELAIDE M. SANTOS( ' Coordenadora do PROJETO GEOQUÍMICA;

às estagiárias ELISABETE SILVA FERNANDES e ELIZABETH ESTEVES

GAMA, a ajuda nos cálculos, r^T'-'—•--> de mapas, etc. e ã univer­

sitária AMALVINA BARBOSA a datilografia desta monografia.

(1) - Profs, do Departamento de Geoquímica da Ü.F.Ba..

(2) - Profs, da Universidade de São Paulo. «

(3) - Prof, da Universidade de Leeds - Inglaterra.

(4) - Técnicos áo Instituto de Geocíências da U.F.Ba..

(5) - Mestrando em Geoquímica.

•97-

DE SITUAÇÃO ANEXO— l

42- «0«

ANEXO V

DESCRICAC SUMARIA DE ROCHAS E MINERAIS

São dadas abaixo descrições sumárias das lâminas delgadas

de rochas e minerais, além de macroscopia dos minerais de

-caleita e apatita.

Rochas

C - 14 Granito cinza grosseiro - microclina-quartzo-

oligoclásio- (magnotitã,

muscovita).

C - 15 Granito cinza grosseiro - microclina-quartzo-

oligoclásio- (magnotita).

14 - Granito cinza grosseiro - microclina-quartzo-

(oligoclasio, muscovita).

31 Granito cinza grosseiro - microclina-quartzo-

(diopsídio, magnetita).

Vale - 2 Granito cinza gran. média - microclina-quartzo-

oligoclásio- (diopsídio,

magnetita).

23 Granito_cinza gran. média - microclina-quartzo-

oligoclásio- (magnetita)

32 Granito cinza gran. média - microclina-quartzo-

oligoclásio- (diopsídio)

37 Granito cinza gran. média - microclina-quartzo-

oligoclãsio-diopsídio-

(magnetita).

r

""?

39 Granito cinza gran, media - microclina-quartzo-

oligoclásio- (muscovita,

magnetita).

2 Granito rosa grosseiro - microclina-quartzo-biotita-

(muscovita, apatita, magne­

tita) .

•^Í3 Granito rosa grosseiro - microclina-quartzo-

(blotita, muscovita, apatita)

6 Granito rosa grosseiro - microclina-quartzo-

(muscovita, magnetita,

apatita).

_____> 38 Granito rosa gran. média - microclina-quartzo-

(biotita, muscovita,

magnetita).

Vale - 13 Brecha cataclástica - microclina-quartzo.

8 Augem-gn granítico gross. - microclina-quartzo-

(clorita, magnetita). i

C - 12 Augemrgn granítico fino - microclina-quârtzo-biòtita-muscovita- (magnetita).

12 Augem-gn sicnítico fino - ortoclssio-andcsina-

biotita-hornblenda-

(esfeno, rtagnetita) .

H - 06 Granoblastito - quartzo-nicroclina-diopsídio-

(wagnetita, apatita).

H - 07 Granoblastito - quartzo-nicroclina-diopsídio-

% (apatita). I

15 Granoblastito - quartzo-microclina-diopsídio-

(apatita).

22 Granoblastito - quartzo-rnicroclina-diopcídio-

(plagioclásio, apatita).

-99h

H - 37

21

C - 7

18

19

H 13

9

Vale -

Vale -

Vale -

26

4

25

-1

10

11

12

»

H -

C -

27 33

35 18

18--b

C - 9

Granolito - labradorita-hiperstênio-diopsídio-

quartzo-magnetita- (apatita).

Cumingtonita quartzito - quartzo-cumingtonita-

microclina- (esfeno, zircão,

opaco).

Quartzito calcedõnico - quartzo-calcedônia-

microclina- (biotitn,

muscovita, zircão, apatita).

Quartzito feldspãtico - quartzo-roicroclina.

Hiperstênio hornblendito - hiperstênio-hornblenda.

Grafita xisto - grafita-biotita-quartzo.

Grafita xisto - grafita-bloti to-íjuartzo.

Grafilc) xisto - grafita-calcita-biotita-quartzo*

Metamicrito - calcita- (quartzo).

Metamicrito - calcita- (quartzo).

Metamicrito - calcita- (apatita).

Metamierito - calcita- (apatita, quartzo).

Pegmatito alcalino sienltico - microclina- (quartzo).

Pegmatito alcalino sienxtico - microclina- (quartzo),

apatita). j;

Metajaspilito - calcedônia-hematita- (apatita).

Metajaspilito - calcedônia-her.atita- (apatita) .

Metajaspilito - calcedônia-hematita- (apatita).

Metajaspilito - calcedônia-hematita- (apatita). ;

Diopsidito - diopsidio- (apatita),

Diopsidito - diopsídiq-plagioclásio- (hornblenda,

if clinozoicita, magnetita). •i ' 5 f . ' '

Diopsidito - diopsídio-escapolita- (esfeno, apat i ta) .

! \

-i(oo-j

- 10 Dicpsidito - diopsídio-escapolita- (esfeno,

apatita).

- 11 Diopsidito - diopsídio-escapolita- (esfeno).

- 13 Diopsidito - diopsídio-escapolita- (esfeno, apatita).

11 Diopsidito - diopsídio-cocapolita- Xtremolita,

esfeno, apatita).

- 16 Diopsidito - diopsídio-flogopita-olivina.

- 17 Diopsidito - diopsídio-olivina- (flogopita, magnetita).

- 16-a DiopsicV te. - tremolita-c scapolita- (quartzo,

esfeno, apatita).

1C Diopsidito - diopsídio-quartzo-plagioclásio.

34 Diopsidito - diopsídio-microclina.

- 8 Mármore - calcita-diopsídio-quartzo- (apatita, j

monazita, escapolita, magnetita).

- 13 Mármore - calcita-diopsídio-hornblenda-.

labradorita- (magnetita, apatita). !i

1 Mármore - calcita-diopsíd^o-microclina- i |

labradorita- (grossularita, forsterita,

hornblenda>.apatita, zircão, escapolita,

magnetita).

17 Mármore - calcita-diopsídio-microclina-labradoritaT

(hornblenda, magnetita, apatita).

16-1 Mármore - calcita-diopsídio-grossularita-forsterita-

epidoto- (microclina, apatita, magnetita).

16-2 Mármore - calcita-diopsídio-grossularlta-epidot<j>-

microclina- (labradorita, apatita/ osíenò>

magnetita).

16-c Mármore - calcita-diopsídio-turmalina-microclin*-

hornblenda-magnetita- (apatita).

Ji A 1 _

16-d Mármore

16-e • Mármore

- calcita-diopsídio-forsterita-

(magnetita, apatita, epidoto),

- caleita-diopsídio-forsterita-

(magnetita, apatita, epidoto),

Calcitas

Lâminas : C6/3

C6/4

Amos tras: MAT-6

*

>

7»patitas

MAT-7

MAT-8-2

C3Cal

C4Cal -

C4Ca2

C4Ca3

C5CSL1

calcita - quartzo - apatita.

calcita - quartzo - apatita - quartzina -

calccdõnia.

calcita alaranjada, grãos centimétricos

incluindo apatita azul cristalina.

calcita branca inclusa na apatita azul.

calcita castanho escuro incluindo apatita

azul transparente.

calcita branca mostrando xntercrescimento

com apatita. : i

f

calcita esbranquiçada. 'i

•calcita parcialmente esbranquiçaóa. i

calcita alaranjada. I

calcita avermelhada.

Lâminas : C^-A. 6 l

VA2

36

GI-2

apatita com minúsculas inclusões de calcita

e opaco não identificado. j

apatita com minüscuias inclusões de cai.cita

e opaco não identificado. !

apatita fraturada com oxido de jferro

amorfo nas fraturas.

apatita - escapolita.

hioi-

Amostras: MAT-2 apatita a2ul associada a mármore.

MAT-3 apatita azul inclusa em rocha porosa

limonitizada.

MAT-4 apatita azulada alter, i associada a

jaspilito.

MAT-5 apatita azul tendo 1 metro de comprimento

e 0,35 metro de espessura.

. . MAT-8-1 apatita azul transparente inclusa em

caleita castanho escuro.

MAT-9 apatita azul cristalina - hematita.

MAT-10 apatita azul transparente incluindo

calcita branca.

C2Ap apatita verde, euédrica, 1 centímetro de

comprimento, inclusa na calcita.

C-Ap- cristal grosseiro de apatita verde

zonado incluso na calcita branca.

C3Ap. cristal grosseiro de apatita, pouco

cizalhado.

C3Ap_ cristal grosceiro de apatita intercrescida

com calcita branca.

'i

4l03t-

A N E X O V I

TABELA DE ANALISES QUÍMICAS

"\AMOS-NyTRAS

OXIOOSS^

S i 0 2

AI2O3

CoO

Mgo

MnO

F e 2 0 3

F « 0 ;

Ti 0 2

f*°5

NOgO

K20

FF

H20

TOTAL

C-12

49 ,84

21.08

6.53

2.87

0 . 0 6 5

6 .90

2,15

1,78

0 .44

2,64

1,95

2 ,80

1,14

100.97

C-14

73.12

13 ,24

1,29

0 ,39

0 . 0 4 5

0 ,53

0 .36

0,13

0,018

1,78

8 , 3 6

0 ,36

0 ,40

100,02

H-07

76 .7 B

5,19

7,32

4 . 8 7

0,10

0 ,84

0,72

0 ,05

0,15

0,14

3.21

1,76

1.84

101,14

H-37

49 .36

12,56

10,61

9 , 7 8

0,25

8.12

6,33

0,65

Df!

1,22

0 2 6

0 , 4 4

O.CS

100,44.

c-:o

47.89

6.G5

2 2 , 0 4

9 . 9 4

0.T3

2,83

3.95

0.63

0,25

0 ,688

•Q26

0,94

3,72

100,7 l

C-17

50,13

2 . 6 4

2 5 , 6 0

1 8 , 2 3

0 ,285

2 , 0 6

0 ,65

0.11

nd

0,18

0,012

0,36

0 .80

101,05

C-18-b

5 3 . 0 0

4,67

18,88

12.43

0 ,83

4.12

2,01

0,26

0 ,005

0.317

-0.51

1.00

1,42

99,25

C - 8

8.71

1.60

49,18

2 , 5 0

0 ,49

1.03

1,06

0,15

0 .25

0,216

0 ,036

33.12

0 .76

99,30

C-13

38 .04

6.37

2 7 , 9 8

8 , 7 0

0 , 5 8

4,14

2.51

0 . 8 4

0 ,30

0 ,26

0,21

10,12

0 ,96

101,01

1

7,60

2.33

62 .75

0 .98

0 .07

0,92

0,14

0,06

0,05

0,78

0,09

17,30

0 ,40

93,02

16-1

2 3 . 9 5

9 ,56

4 3 . 7 2

Í,I5

0.09

4.03

0 . 3 6

0,32

0,12

1.5)

0 . 4 4

3 . 2 0

0 ,40

94 ,4$

16-2

27.67

I I . 3 7

37.36

1.42

0,12

5 , 0 0

0.65

0,36

0,11

1,50

0,15

13,8 0

0 ,50

9 9 . 4 3

VALE-12

2 .82

0 , 8 5

5 3 , 7 3

0 , 4 2

0 , 0 8

0 .67

0.3C ^

nd

0 , 0 7

0 , 0 3 3

0 , 0 4 8

1

40 ,08

0,52

99 ,68

C-12 c C-14 - Migmotíto» homogêneo*

% H - 0 7 - Di opsidio - microclína - quartzo gronoblostíto

H - 3 7 - Oiopsídío - híperstênio-lobrodorita granolífo

C-IO,C-l7e C-18-b - Díopsidifo»

C-8, C-13,1,16-1 e 16-2 - Mármoree diopsi'dico»

VALE-12 - Mítomícrito

n d - não detectado ! ; : 1 *