dissertaÇÃo de mestrado - repositorio.ufop.br‡Ão... · petrogênese e geoquímica de rochas...

.. .

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

PETROGÊNESE E GEOQUÍMICA DE ROCHAS METAULTRAMÁFICAS E

METAMÁFICAS DO CORPO CÓRREGO DOS BOIADEIROS, GRUPO

NOVA LIMA, QUADRILÁTERO FERRÍFERO, MG

Victor Matheus Tavares Fernandes

.

Ouro Preto, outubro de 2016

UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO

ESCOLA DE MINAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

i

PETROGÊNESE E GEOQUÍMICA DE ROCHAS

METAULTRAMÁFICAS E METAMÁFICAS DO CORPO

CÓRREGO DOS BOIADEIROS, GRUPO NOVA LIMA,

QUADRILÁTERO FERRÍFERO, MG

iii

FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO

Reitor

Marcone Jamilson Freitas Souza

Vice-Reitor

Célia Maria Fernandes Nunes

Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação

Fábio Faversani

ESCOLA DE MINAS

Diretor

Issamu Endo

Vice-Diretor

José Geraldo Arantes de Azevedo Brito

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

Chefe

Antônio Luciano Gandini

iv

EVOLUÇÃO CRUSTAL E RECURSOS NATURAIS

v

CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA – VOL. 75

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

Nº 341

PETROGÊNESE E GEOQUÍMICA DE ROCHAS

METAULTRAMÁFICAS E METAMÁFICAS DO CORPO

CÓRREGO DOS BOIADEIROS, GRUPO NOVA LIMA,

QUADRILÁTERO FERRÍFERO, MG

Victor Matheus Tavares Fernandes

Orientador(a)

Hanna Jordt Evangelista

Co-orientador(a)

Gláucia Nascimento Queiroga

Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais do

Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito

parcial à obtenção do Título de Mestre em Ciências Naturais, Área de Concentração: Tectônica,

Petrogênese e Recursos Minerais.

OURO PRETO

2016

vi

Universidade Federal de Ouro Preto – http://www.ufop.br

Escola de Minas - http://www.em.ufop.br

Departamento de Geologia - http://www.degeo.ufop.br/

Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita

35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais

Tel. (31) 3559-1600, Fax: (31) 3559-1606 e-mail: [email protected]

Os direitos de tradução e reprodução reservados.

Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada

ou reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos ou utilizada sem a observância das normas de

direito autoral.

ISSN 85-230-0108-6

Depósito Legal na Biblioteca Nacional

Edição 1ª

Catalogação elaborada pela Biblioteca Prof. Luciano Jacques de Moraes do Sistema de Bibliotecas e

Informação -SISBIN -Universidade Federal de Ouro Preto

F363p

Fernandes, Victor Matheus Tavares.

Petrogênese e geoquímica de rochas metaultramáficas e metamáficas do

Corpo Córrego dos Boiadeiros, Grupo Nova Lima, Quadrilátero Ferrífero, MG

[manuscrito] / Victor Matheus Tavares Fernandes. - 2016.

97f.: il.: color; grafs; tabs; mapas.

Orientador: Prof. Dr. Hanna Jordt-Evangelista.

Coorientador: Prof. Dr. Gláucia Nascimento Queiroga.

Dissertação (Mestrado) - Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de

Minas. Departamento de Geologia. Programa de Pós-graduação em Evolução

Crustal e Recursos Naturais.

Área de Concentração: Tectônica, Petrogênese e Recursos Minerais.

1. Magmatismo. 2. Rochas igneas. 3. Petrogênese - Minas Gerais -

Quadrilátero Ferrífero. I. Jordt-Evangelista, Hanna. II. Nascimento Queiroga,

Gláucia. III. Universidade Federal de Ouro Preto. IV. Titulo.

CDU: 552.3(815.1)

Catalogação: www.sisbin.ufop.br

http://www.sisbin.ufop.br/

Agradecimentos

À Deus, pela minha vida.

Aos meus pais, Maria José e Edilson, por me apoiarem em todos os momentos. Vocês foram

fundamentais para essa conquista.

À minha namorada Jéssica pelo apoio de sempre.

À professora Hanna Jordt Evangelista, por ter se mostrado tão disposta a me acolher e orientar nesta

dissertação, enquanto ainda aluno de outra universidade. Obrigado pelas incontáveis horas de auxílio,

paciência e compreensão durante todo este tempo. Eu sempre serei grato a você!

À professora Gláucia Queiroga, pela co-orientação e por todas as discussões geológicas que

culminaram na realização desta dissertação. Gláucia, muito obrigado!

Ao Sr. Ottavio Raul Camignano, pelo acolhimento e por confiar a mim a realização deste projeto em

parceria com sua empresa. Ottavio, obrigado por tudo que me proporcionou e por ter em sua filosofia a

necessidade do alinhamento entre a iniciativa privada e o meio acadêmico!

Ao DEGEO-UFOP, pela incrível infraestrutura concedida a todos seus alunos por meio de seus

laboratórios. Gostaria de agradecer aos Laboratórios de Laminação, Ótica, Microanálises, DRX e

LGqA, bem como seus respectivos coordenadores e técnicos.

À Pedras Congonhas Extração Arte e Indústria Ltda., por todo o suporte técnico, logístico e financeiro.

Não obstante, agradeço a todos os funcionários e funcionárias da MPC pelo ótimo tratamento que

recebi durante todas as campanhas de campo, em especial ao Leandro, Alexandre, Nerinho, Paulo,

Luana, Aline, Catarina, dentre tantos outros.

À CAPES, pela bolsa de estudos concedida para a realização da pesquisa.

Ao geólogo Alexandre Pizarro, por toda a ajuda durante as etapas de campo e por todas as discussões

geológicas que, sem dúvidas, contribuíram de forma direta para o resultado final desta dissertação. Ao

Rogério, pela ajuda nas atividades de campo.

Aos meus amigos de Ouro Preto, Fabrício, Angela, Lilita, que me proporcionaram inúmeros

momentos de alegria durante esses anos.

A todos que contribuíram de alguma forma, muito obrigado!

vii

Sumário

AGRADECIMENTOS .......................................................................................................................VII

LISTA DE ILUSTRAÇÕES ............................................................................................................... XI

LISTA DE TABELAS ........................................................................................................................ XV

RESUMO ......................................................................................................................................... XVII

ABSTRACT ...................................................................................................................................... XIX

CAPÍTULO 1. CONSIDERAÇÕES GERAIS .....................................................................................1

1.1 – Introdução .......................................................................................................................................1

1.2 – Localização e vias de acesso ...........................................................................................................2

1.3 – Objetivos .........................................................................................................................................3

1.4 – Métodos utilizados ..........................................................................................................................3

1.4.1 – Levantamento bibliográfico ...............................................................................................3

1.4.2 – Trabalhos de campo ...........................................................................................................3

1.4.3 – Trabalhos de laboratório ....................................................................................................4

1.4.4 – Processamento e análise dos resultados .............................................................................7

CAPÍTULO 2. GEOLOGIA REGIONAL ...........................................................................................9

2.1 – Introdução .......................................................................................................................................9

2.2 – Unidades Geológicas do Quadrilátero Ferrífero .............................................................................9

2.2.1 – Terrenos Granito-gnáissicos ............................................................................................10

2.2.2 – Supergrupo Rio das Velhas ..............................................................................................12

2.2.2.1 – Grupo Quebra Osso ............................................................................................13

2.2.2.2 – Grupo Nova Lima ...............................................................................................15

2.2.2.3 – Grupo Maquiné ...................................................................................................16

2.2.3 – Supergrupo Minas ............................................................................................................17

2.2.3.1 – Grupo Caraça ......................................................................................................17

2.2.3.2 – Grupo Itabira .......................................................................................................17

2.2.3.3 – Grupo Piracicaba ................................................................................................18

2.2.3.4 – Grupo Sabará ......................................................................................................18

2.2.3.5 – Grupo Itacolomi ..................................................................................................18

2.3 – Evolução Tectônica .......................................................................................................................18

CAPÍTULO 3. GEOLOGIA LOCAL E PETROGRAFIA ..............................................................21

3.1 – Introdução .....................................................................................................................................21

3.2 – Unidades Litológicas .....................................................................................................................23

3.2.1 – Rochas Metaultramáficas .................................................................................................23

3.2.2 – Rochas Metamáficas ........................................................................................................31

3.2.3 – Rochas Encaixantes .........................................................................................................34

ix

3.3 – Perfis de Solo ................................................................................................................................ 35

CAPÍTULO 4. QUÍMICA MINERAL .............................................................................................. 39

4.1 – Introdução ..................................................................................................................................... 39

4.2 – Anfibólio....................................................................................................................................... 39

4.3 – Clorita ........................................................................................................................................... 41

4.4 – Flogopita ....................................................................................................................................... 41

4.5 – Plagioclásio ................................................................................................................................... 42

4.6 – Minerais Opacos ........................................................................................................................... 42

CAPÍTULO 5. LITOGEOQUÍMICA ................................................................................................ 47

5.1 – Introdução ..................................................................................................................................... 47

5.2 – Litogeoquímica de Rochas Metaultramáficas .............................................................................. 47

5.3 – Litogeoquímica de Rochas Metamáficas ...................................................................................... 59

CAPÍTULO 6. BALANÇO DE MASSA ............................................................................................ 65

6.1 – Introdução ..................................................................................................................................... 65

6.2 – Balanço de massa entre rochas ..................................................................................................... 65

6.2.1 – Resultados ....................................................................................................................... 68

6.3 – Balanço de massa entre rocha e solos ........................................................................................... 75

6.3.1 – Resultados ....................................................................................................................... 75

CAPÍTULO 7. DISCUSSÕES ............................................................................................................ 81

7.1 – Geoquímica e Gênese do Corpo Córrego dos Boiadeiros ............................................................ 81

7.2 – Metamorfismo no Corpo Córrego dos Boiadeiros........................................................................ 83

7.3 – Balanço de Massa e Evolução Pedogenética ................................................................................ 86

CAPÍTULO 8. CONCLUSÕES.......................................................................................................... 89

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .............................................................................................. 91

ANEXOS .............................................................................................................................................. 97

x

Lista de Ilustrações

Figura 1.1- Mapa de localização da área de estudo, demarcada pelo polígono hachurado. ................... 2

Figura 2.1- Mapa geológico regional do Quadrilátero Ferrífero com área de estudo assinalada.

Extraído de Alkmim & Marshak (1998). ........................................................................................ 10

Figura 2.2- Coluna estratigráfica do Quadrilátero Ferrífero, extraído de Alkmim & Marshak (1998)..

......................................................................................................................................................... 11

Figura 2.3- Mapa geológico da área de estudo, modificado a partir da Folha Itabirito 1:50.000

(Lobato et al. 2005). ........................................................................................................................ 14

Figura 3.1- Mapa de furos de sonda e de pontos visitados em campo, ilustrando os litotipos

aflorantes.. ....................................................................................................................................... 22

Figura 3.2- Aspectos de campo e mesoscópicos das rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos

Boiadeiros. A: Serpentinito amplamente exposto nas bancadas da mineradora Pedras Congonhas.

Flanco leste do Sinclinal Moeda com metassedimentos do Supergrupo Minas em segundo plano.

B: Núcleo de serpentinito maciço (pods de foliação – círculo branco) disposto em meio ao

serpentinito foliado (linhas brancas). C: Contato abrupto entre o serpentinito, observado em tons

verde oliva, e o tremolita-serpentina granofels, em tonalidades mais escuras, visto no testemunho

de sondagem FS3. Venulações carbonáticas de cor branca são comumente observadas. D: Lamelas

decimétricas de antigorita do tipo slip fiber, com fibras orientadas segundo a direção ilustrada pela

caneta. E: Porções do esteatito, de coloração acinzentada, associadas ao serpentinito, de coloração

mais escura. F: Esteatito observado no testemunho do furo de sonda FS10. Srp: serpentina, Tr:

tremolita .......................................................................................................................................... 25

Figura 3.3- Fotomicrografias e difratograma de raios X de rochas metaultramáficas do Corpo Córrego

dos Boiadeiros. A: e B: ilustram lamelas decussadas de serpentina associadas à magnetita (F10-

C10-46m e F10-C12-53,7m). Luz polarizada cruzada. C: Serpentinito de granulação fina recortado

por veios de serpentina (F3-C1-1m). Luz polarizada cruzada. D: Difratograma do serpentinito (P3)

ilustrando a ocorrência dos minerais do grupo da serpentina. E: Esteatito composto de cristais

granoblásticos de carbonato envoltos por fina matriz de talco (F12-C15-0,2m). Luz polarizada

cruzada. F: Esteatito com carbonatos e cristais raros de tremolita e serpentina (F12-C15-0,2m).

Luz polarizada cruzada. Srp: Serpentina, Atg: antigorita, Liz: lizardita, Ctl: crisotila, Mag:

magnetita, Tlc: talco, Cb: carbonato, Tr: tremolita ......................................................................... 27

Figura 3.4- Fotomicrografias de rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros. A: Trama

orientada no clorita-tremolita xisto (F3-C26-95,5m). Luz polarizada cruzada. B: Cristais de

tremolita dispostos em meio à matriz foliada de tremolita, talco, clorita e flogopita (F3-C23-

85,6m). Luz polarizada cruzada. C: D: e E: Pseudomorfos de tremolita, talco e serpentinas após

cristais granulares de, provavelmente, olivina e/ou piroxênio, com clorita e serpentinas ocupando

os interstícios (MPC8a-C2-3,6m, PC-001 e MPC21-C4-0,7m). Luz polarizada cruzada. F:

Pseudomorfos inteiramente constituídos de serpentina (PC-002). Luz polarizada cruzada. Srp:

serpentina, Phl: flogopita, Chl: clorita, Tlc: talco, Tr: tremolita. .................................................... 29

Figura 3.5- Fotomicrografias de rochas metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros. A: e B:

Acículas de actinolita associada à clorita e pequenos prismas de clinozoisita (MPC3-C8-3m). Luz

polarizada cruzada. C: Actinolita associada a agregados granulares de clinozoisita (MPC10-C8-

1,2m). Luz polarizada cruzada. D: Epidoto ss. associado a carbonato e opacos F3-C13-48m). Luz

polarizada cruzada. E: Prismas delgados de actinolita associados a cristais de plagioclásio (P034).

Luz polarizada cruzada. F: Idem figura anterior (P034). Luz polarizada cruzada. Act: actinolita,

Chl: clorita, Csz: clinozoisita, Ep: epidoto, Cb: carbonato, Opq: opacos, Pl: plagioclásio. ........... 33

xi

Figura 3.6- Fotomicrografias do quartzito espacialmente associado ao Corpo Córrego dos Boiadeiros.

A: e B: Porção rica em quartzo e zircão na figura B. Luz polarizada cruzada. C: Nível com

foliação metamórfica proeminente, marcada pela orientação de muscovita. Luz polarizada cruzada.

D: porção rica em carbonato. Luz polarizada cruzada. Cb: carbonato, Qz: quartzo, Ms: muscovita,

Zr: zircão. ........................................................................................................................................ 35

Figura 3.7- Características de campo dos perfis de solos estudados. A: Manto de intemperismo (cores

amarronzadas) no topo do corpo metaultramáfico situado na Mina Pedras Congonhas. B: Manto de

intemperismo ilustrando os horizontes pedogenéticos estudados. C: Canga laterítica no topo do

perfil (martelo de escala) ................................................................................................................. 36

Figura 3.8- Padrões de Difração de Raios-X (radiação CuKα) das fácies Alterito, Transição e Sólum.

Atg: antigorita, Chr: cromita, Gbs: gibsita, Go: goetita, Kln: caulinita, Mag: magnetita, Tlc: talco

......................................................................................................................................................... 37

Figura 4.1- Classificação dos clinoanfibólios pertencentes aos litotipos metaultramáficos do Corpo

Córrego dos Boiadeiros segundo o diagrama de Leake et al. (1997).. ............................................ 40

Figura 4.2- Classificação dos clinoanfibólios pertencentes aos litotipo metamáfico do Corpo Córrego

dos Boiadeiros segundo o diagrama de Leake et al. (1997) ............................................................ 40

Figura 4.3- Classificação das flogopitas pertencentes ao litotipo clorita-tremolita xisto (amostra F3-

C26-98,7m). .................................................................................................................................... 41

Figura 4.4- Classificação dos plagioclásios pertencentes ao litotipo metamáfico do Corpo Córrego dos

Boiadeiros segundo os componentes Or: ortoclásio, Ab: albita e An: anortita (amostra P034)...... 42

Figura 4.5- Asp Imagens de elétrons retroespalhados dos minerais opacos. A: Magnetita, pentlandita e

cobaltita. B: magnetita envolvendo núcleos de cromita. C: Pentlandita associada a pirrotita e

magnetita cingindo cromita. D: Mapa composicional da imagem C. Mag: Magnetita, Chr: Cromita,

Cob: Cobaltita, Pn: Pentlandita, Po: Pirrotita.. ................................................................................ 43

Figura 4.6- Classificação das cromitas pertencentes aos metaultramafitos do Corpo Córrego dos

Boiadeiros segundo o diagrama do grupo dos espinélios de Deer et al. (1992). ............................. 44

Figura 4.7- Diagrama de associação tectônica de cromititos de Irvine (1967) ilustrando as cromitas

deste estudo e as cromitas de Costa (1995).. ................................................................................... 45

Figura 5.1- Diagramas de classificação geoquímica de rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos

Boiadeiros. A: Diagrama catiônico triangular de Jensen (1976). B: Diagrama triangular de Viljoen

& Viljoen (1969) ............................................................................................................................. 52

Figura 5.2- Diagramas de classificação geoquímica dos metaultramafitos do Corpo Córrego dos

Boiadeiros. A: Diagrama Ni (ppm) x Cr (ppm) de Hallberg (1985). B: Cr (ppm) x TiO2 (% em

peso) de Hallberg (1985). C: Diagrama Ni (ppm) x TiO2 (%em peso) de Hallberg (1985) ........... 53

Figura 5.3- Diagrama de elementos traços normalizados pelo condrito de Thompson (1982) para as

rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros ........................................................... 54

Figura 5.4- Diagrama de elementos terras raras (ETR) normalizados pelo condrito de Evensen et al.

(1978) para as rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros. A: Serpentinito. B:

clorita-tremolita granofels. C: esteatito. D: clorita-tremolita xisto ................................................. 57


(1978) para as rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros (área sombreada) e

rochas extraídas da literatura.. ......................................................................................................... 58

xii

Figura 5.6- Diagramas triangular catiônico de Jensen (1976) de classificação geoquímica das rochas

metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros .............................................................................. 59

Figura 5.7- Diagrama Total Álcalis versus Sílica de Le Bas et al. (1989) com a divisão de séries

alcalinas e subalcalinas segundo Irvine & Baragar (1971) para as rochas metamáficas do Corpo

Córrego dos Boiadeiros ................................................................................................................... 60

Figura 5.8- Diagrama triangular AFM a partir de Irvine & Baragar (1971). ....................................... 60

Figura 5.9- Diagramas de ambiência tectônica das rochas metamáficas do Corpo Córrego dos

Boiadeiros. A: Diagrama triangular de Pearce et al. (1977). B: Diagrama triangular de Meschede

(1986). ............................................................................................................................................. 61

Figura 5.10- Diagrama de elementos traços normalizados pelo condrito (Thompson 1982) para as

rochas metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros.. ................................................................ 61


(1978) para as rochas metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros .......................................... 63


(1978) para as rochas metamáficas e metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros e rochas

extraídas da literatura ...................................................................................................................... 64

Figura 6.1- Diagramas de isóconas de Grant (1986). A: harzburgito (Hall 1932) versus serpentinito.

B: harzburgito (Hall 1932) versus tremolita-serpentina granofels. C: harzburgito (Hall 1932)

versus esteatito. D: harzburgito (Hall 1932) versus clorita-tremolita xisto .................................... 71

Figura 6.2- Diagramas de isóconas de Grant (1986). A: serpentinito versus tremolita-serpentina

granofels. B: serpentinito versus esteatito. C: serpentinito versus clorita-tremolita xisto .............. 73

Figura 6.3- Diagramas de perdas e ganhos do Cálculo Isovolumétrico de Millot & Bonifas (1955)

para os elementos maiores. A: Horizonte R (fácies rocha sã) versus Horizonte C (fácies alterito).

B: Horizonte R (fácies rocha sã) versus Horizonte B (fácies de transição). C) Horizonte R (fácies

rocha sã) versus Horizonte A (fácies sólum) .................................................................................. 77


para os elementos traço. A: Horizonte R (fácies rocha sã) versus Horizonte C (fácies alterito). B:

Horizonte R (fácies rocha sã) versus Horizonte B (fácies de transição). C) Horizonte R (fácies

rocha sã) versus Horizonte A (fácies sólum) .................................................................................. 78


para os elementos terras raras. A: Horizonte R (fácies rocha sã) versus Horizonte C (fácies

alterito). B: Horizonte R (fácies rocha sã) versus Horizonte B (fácies de transição). C) Horizonte R

(fácies rocha sã) versus Horizonte A (fácies sólum). ...................................................................... 79

xiii

Lista de Tabelas

Tabela 2.1- Subdivisões estratigráficas propostas para o Supergrupo Rio das Velhas ........................ 13

Tabela 4.1- Composição química das cromitas do Corpo Córrego dos Boiadeiros estudadas por Costa

(1995) .............................................................................................................................................. 44

Tabela 5.1- Composição química (% em peso) de elementos maiores e menores das rochas

metaultramáficas e metamáficas deste estudo ................................................................................. 48

Tabela 5.2- Composição química (ppm) de elementos traço das rochas metaultramáficas e

metamáficas .................................................................................................................................... 49

Tabela 5.3- Composição química (ppm) de elementos terras raras das rochas metaultramáficas e

metamáficas .................................................................................................................................... 50

Tabela 5.4- Composição química de elementos terras-raras (em ppm) de rochas ultramáficas e

metaultramáficas retiradas da literatura .......................................................................................... 56

Tabela 5.5- Composição química de elementos terras-raras (em ppm) de rochas ultramáficas e máficas

retiradas da literatura. ...................................................................................................................... 62

Tabela 6.1- Composição química (% peso) de elementos maiores dos litotipos do Corpo Córrego dos

Boiadeiros e da literatura recalculados para 100% em peso em base anidra. ................................. 69

Tabela 6.2- Perdas e ganhos (% em peso) para a reação harzburgito (Hall 1932) versus serpentinito,

tremolita-serpentina granofels, esteatito e clorita-tremolita xisto. ................................................. .70

Tabela 6.3- Perdas e ganhos (% em peso) para a reação serpentinito versus tremolita-serpentina

granofels. ........................................................................................................................................ .72

Tabela 6.4- Perdas e ganhos (% em peso) para a reação serpentinito versus esteatito. ........................ 74

Tabela 6.5- Perdas e ganhos (% em peso) para a reação serpentinito versus clorita-tremolita xisto. .. 74

Tabela 6.6- Composição química de elementos maiores (% em peso) traços (ppm) e terras raras (ppm)

dos horizontes pedogenéticos e do litotipo de referência (Horizonte R) e suas densidades ........... 76

xv

Resumo

O Corpo Córrego dos Boiadeiros (CCB) é composto por uma associação de rochas

metaultramáficas e subordinadamente metamáficas, localizado nas proximidades do município de

Nova Lima, área central do Quadrilátero Ferrífero (QF). A partir de estudos de campo, petrográficos,

de química mineral, geoquímicos e de balanço de massa, procurou-se contribuir ao entendimento da

petrogênese do CCB e de seu significado geológico no contexto do greenstone belt arqueano Rio das

Velhas. Como objetivo adicional, buscou-se caracterizar a evolução pedogeoquímica e significado

econômico de mantos de intemperismo derivados das rochas metaultramáficas. O Corpo Córrego dos

Boiadeiros se estende por aproximadamente 12 km². A oeste ocorre em contato com quartzitos da

Formação Moeda estruturados no Sinclinal Moeda, enquanto a leste ocorre em contato com xistos

pelíticos e máficos do Grupo Nova Lima. Os litotipos metaultramáficos do CCB são serpentinito,

esteatito, tremolita-serpentina granofels e clorita-tremolita xisto. Clinozoisita-actinolita granofels

corresponde ao litotipo metamáfico. Serpentinito corresponde ao litotipo de maior abundância do

corpo e é constituído pela associação mineral serpentina + magnetita. Esteatito ocorre ao longo de

zonas cisalhadas do corpo e é composto por talco + carbonato. Tremolita-serpentina granofels ocorre

como pequenos núcleos circundados por serpentinitos foliados. É constituído pela associação mineral

serpentina + tremolita ± talco. Clorita-tremolita xisto ocorre nas maiores profundidades dos

testemunhos de sondagem, em proximidade aos litotipos encaixantes do CCB. É constituído pela

associação mineral tremolita + Mg-clorita ± talco ± flogopita. O litotipo metamáfico clinozoisita-

actinolita granofels é composto por actinolita + clinozoisita ± clorita ± albita ± quartzo. As associações

minerais hidratadas e as variações nos teores de elementos como SiO2 e MgO sugerem que o

metamorfismo no CCB tenha sido assistido por fluidos hidrotermais associados ao metassomatismo,

conduzidos por zonas cisalhadas. As associações minerais dos litotipos indica que o pico metamórfico

se deu em fácies xisto verde superior (± 500ºC). Texturas reliquiares blastocumuláticas no tremolita-

serpentina granofels apontam algumas regiões isentas de deformação no interior do corpo. Veios de

crisotila indicam um evento metamórfico tardio, em temperaturas entre 250º a 300ºC, sob condições

de fácies sub-xisto verde. Geoquimicamente o protólito das rochas metaultramáficas se assemelha a

peridotitos komatiíticos, tais quais komatiitos cumuláticos ou sills acamadados de alto magnésio,

gerados em condições anorogênicas. A composição química de cromitas reliquiares também sugere

ambiente anorogênico de formação. O protólito das rochas metamáficas se assemelha quimicamente a

rochas tholeiíticas de alto MgO, pertencentes à série subalcalina e geradas em ambiente similar aos

MORB. As assinaturas dos ETR dos litotipos metaultramáficos e metamáfico do CCB, com razões

similares aos padrões condríticos, sugerem fusão parcial de um manto primitivo, pouco diferenciado.

A similaridade em termos de ambiência geológica e assinaturas de ETR sugerem que os protólitos das

rochas metaultramáficas e metamáficas do CCB são cogenéticos. Com base nos dados gerados por

este trabalho, é possível concluir que o Corpo Córrego dos Boiadeiros corresponde a um corpo

intrusivo máfico-ultramáfico relacionado ao magmatismo komatiítico do greenstone belt Rio das

Velhas, metamorfizado em fácies xisto verde. Por fim, a evolução pedogeoquímica dos mantos de

intemperismo do CCB indica ganho de Fe2O3, Al2O3, Cr2O3, Ni, V, Co, ETR e perda de MgO e SiO2,

CaO, Pt e Au da base para o topo do perfil.

xvii

Abstract

The Córrego dos Boiadeiros Body (CBB) comprises an association of metaultramafic and

subordinated metamafic rocks, located near the town of Nova Lima, at the central area of the

Quadrilátero Ferrífero (QF). Based on field, petrographic, mineral chemistry, geochemistry and mass

balance studies this study aimed to contribute to the investigation of the petrogenesis of the CBB and

its geologic significance concerning the Archean Rio das Velhas greenstone belt context. An

additional objective was the characterization of the pedogeochemical evolution and the economic

significance of the weathering mantles derived from the metaultramafic rocks. The CBB outcrops in

an area of 12 km². To the west the body is in contact with quartzites of Moeda Formation, structured in

the Moeda syncline while to the east the contact is with pelitic and mafic schists of the Nova Lima

Group. The metaultramafic lithotypes are serpentinite, steatite, tremolite-serpentine granofels and

chlorite-tremolite schist. Clinozoisite-actinolite granofels corresponds to the metamafic lithotype. The

most abundant rock type is the serpentinite composed of serpentine + magnetite. Along shear zones

there was the formation of steatite composed of talc + carbonate. Tremolite-serpentine fels occurs as

small pods surrounded by the foliated serpentinite. It is composed of serpentine + tremolite ± talc.

Chlorite-tremolite schist was found at the lower portions of drill cores next to the underlying host

rocks. Its composed of tremolite + Mg-chlorite ± talc ± phlogopite. The metamafic clinozoisite-

actinolite fels is composed of actinolite + clinozoisite ± chlorite ± albite ± quartz. The highly hydrated

mineral associations and the large variation of chemical components like SiO2 and MgO suggest that

the metamorphism on the CBB was associated with metassomatic hydrothermal fluids conducted

along shear zones. The mineralogy of the lithotypes indicates metamorphic peak at the upper

greenschist facies (± 500ºC). Relict blastocumulatic textures, as found in the tremolite-serpentine fels,

indicate that portions within the CBB where preserved from deformation. Crisotile veins were formed

during a late sub-greenschist facies metamorphic event under temperatures near 250º-300ºC.

Geochemically the protolith of the metaultramafic rocks is similar to the komatiitic peridotites such as

cumulatic komatiites or layered high-magnesium sills generated under anorogenic conditions. The

chemical composition of relictic chromite also suggests an anorogenic context. The protolith of the

metamafic rocks is chemically similar to the high-MgO tholeiites of the subalkaline series generated

under similar conditions as the MORB. The REE-signatures show ratios similar to the chondrite

pattern for both metaultramafic and metamafic lithotypes, which may indicate melting of a primitive

and poorly differentiated mantle source. The similarities of the geologic setting as well as of the REE

signatures suggest that the CBB metaultramafic and metamafic protolith are cogenetic. Based on the

results of this work it is possible to conclude that the CBB is a mafic-ultramafic intrusive body related

to the komatiitic magmatism of Rio das Velhas greenstone belt, metamorphosed in greenschist facies.

At last, the pedogeochemical evolution of the weathering mantles of the CBB indicates gains on

Fe2O3, Al2O3, Cr2O3, Ni, V, Co, ETR and loss of MgO e SiO2, CaO, Pt e Au from bottom to the top of

soil profile.

xix

CAPÍTULO 1

CONSIDERAÇÕES GERAIS

1.1- INTRODUÇÃO

Rochas metaultramáficas são corriqueiramente objetos de estudos de cunho científico e

econômico. O interesse científico reside no fato destas rochas serem resultantes do metamorfismo, nos

mais variados graus metamórficos, de rochas ultramáficas em diversos ambientes geológicos, tais

como corpos associados à greenstone belts, níveis basais de cadeias oceânicas, porções cumuláticas de

complexos gabróicos acamadados ou posicionadas como lascas tectônicas (ofiolitos) em orógenos

contracionais (Bucher & Frey 1994, Best 2003, Winter 2010).

Por se tratar de rochas de filiação mantélica, a importância destas rochas, em termos

econômicos, consiste na possibilidade de conterem concentrações elevadas de elementos como Ni, Cu,

Pt, Pd, Cr e V (Best 2003). Suas variedades metassomatizadas também são importantes como rochas

ornamentais, como é o caso dos serpentinitos, e na utilização industrial, por exemplo, como asbesto e

fundentes básicos. Na região do Quadrilátero Ferrífero, estas rochas possuem importância ímpar na

geração de recursos para diversos fins, responsáveis, em parte, pelo avanço da economia local.

As rochas metaultramáficas da região do Córrego dos Boiadeiros, Nova Lima (MG), tem sido

periodicamente estudadas, porém aspectos como origem, posicionamento estratigráfico e evolução

petrológica ainda são pontos de discussão. Gair (1962) estudou pioneiramente estas rochas

interpretando-as como metaultramáficas plutônicas. Padilha (1984) as caracterizou como uma

sequência representante de derrames komatiíticos na base do Grupo Nova Lima, a saber, Formação

Córrego dos Boiadeiros. Schrank et al. (1990) e Costa et al. (1992), em divergência aos estudos de

Padilha (1984), indicaram natureza plutônica para estas rochas, interpretando-as como uma suíte

intrusiva do greenstone belt Rio das Velhas, nomeada pelos últimos autores como Complexo Córrego

dos Boiadeiros. Costa (1995) reafirma a natureza plutônica para estas rochas e reconhece termos

metamáficos associados a este corpo, nomeando-os como Corpo Meta-ultramáfico do Córrego dos

Boiadeiros. Por fim, Costa (1995) e Zuchetti & Baltazar (2000) caracterizam-nas como um sill básico-

ultrabásico disposto em meio às sequências basais do greenstone belt Rio das Velhas.

Embora existam quantidades expressivas de trabalhos científicos realizados na região do

Corpo Córrego dos Boiadeiros, Nova Lima (MG), fazem-se necessários estudos mais detalhados do

ponto de vista petrológico com vias a preencher lacunas imprescindíveis para o entendimento da

origem e evolução destas rochas no contexto do greenstone belt Rio das Velhas.

Fernandes V. M. T. 2016. Petrogênese e geoquímica de rochas metaultramáficas e metamáficas do Corpo ...

2

1.2- LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO

A área de estudo, delimitada pelos vértices NW (7780300m 616000m), SE (7773000m

618300m), zona 23S, localiza-se no interior do município de Nova Lima, região centro-sudeste de

Minas Gerais (Fig. 1.1). Situa-se nas adjacências do distrito Rio do Peixe e das mineradoras Pedras

Congonhas Extração Arte & Indústria Ltda. e Extramil. A área é balizada a oeste pelo Sinclinal Moeda

e a sudeste pelo Rio do Peixe.

O acesso à área de estudo, a partir da capital mineira Belo Horizonte, se dá através da BR-040

sentido Sul, em um translado de cerca de 26 km em direção ao Centro de Tecnologia de Ferrosos

(CTF) – VALE. Em seguida faz-se necessário percorrer cerca de 15 km de estradas vicinais que dão

acesso às minas Capitão do Mato (VALE), Extrativa Mineral, Extramil e Pedras Congonhas.

Tendo como ponto de partida a cidade de Ouro Preto, o acesso ao local se faz a partir da BR-

356 em direção à BR-040 e ao (CTF) – VALE em um trajeto de aproximadamente 74 km.

Posteriormente deve-se percorrer os 15 km de vias não pavimentadas restantes.

Figura 1.1- Mapa de localização da área de estudo, demarcada pelo polígono hachurado.

Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol.75, 97p. 2016

3

1.3- OBJETIVOS

Propôs-se na presente dissertação o estudo petrogenético de rochas metaultramáficas e

metamáficas pertencentes ao Corpo Córrego dos Boiadeiros (CCB) na região da mineradora Pedras

Congonhas Extração Arte & Indústria Ltda. (MPC) e adjacências, com o intuito de fornecer

informações relevantes quanto à gênese e significado destas rochas na história evolutiva do greenstone

belt Rio das Velhas.

Como objetivos específicos buscou-se caracterizar o metamorfismo quanto a condições de

pressão, temperatura e fluidos, bem como transformações mineralógicas e químicas entre os litotipos

metaultramáficos e metamáficos deste corpo. Por fim, buscou-se analisar concentrações de depósitos

residuais de níquel, platinóides, dentre outros elementos metálicos associados a perfis pedogenéticos

que ocorrem recobrindo os metaultramafitos do CCB na área da mineradora Pedras Congonhas.

1.4- MÉTODOS UTILIZADOS

A presente dissertação foi pautada no cumprimento de um conjunto de métodos listados a

seguir.

1.4.1- Levantamento bibliográfico

A etapa de levantamento bibliográfico baseou-se na compilação de trabalhos relacionados à

petrogênese de rochas metaultramáficas e metamáficas, bem como processos metamórficos e

metassomáticos neste conjunto litológico, especialmente aos que se dão em fácies xisto verde.

Buscou-se também reunir dados regionais e locais acerca da origem e evolução geológica do

greenstone belt Rio das Velhas – Supergrupo Rio das Velhas. Além disso, concerniu a esta etapa a

compilação de dados sobre métodos de investigação petrológicos, litogeoquímicos e de química

mineral disponíveis na literatura, os quais foram utilizados para geração e interpretação dos resultados

obtidos durante a pesquisa.

1.4.2- Trabalhos de campo

Os levantamentos de campo consistiram em um conjunto de oito campanhas de visita à área de

estudo. Foram visitados 41 afloramentos distribuídos por toda extensão abarcada pela cava da MPC e

regiões adjacentes à mineradora. Além disso, teve-se acesso a cerca de 3000 metros de rochas

testemunhadas, contabilizados em 35 furos de sonda de até 150 metros de profundidade dispostos em


4

toda extensão da cava da mineradora Pedras Congonhas. As coordenadas geográficas dos pontos

visitados em campo, bem como dos testemunhos de sondagem encontram-se no Anexo I.

Durante esta etapa foram realizadas descrições macroscópicas dos principais litotipos,

salientando-se aspectos como mineralogia, texturas, estruturas, modo de ocorrência e relações de

contato entre os diferentes litotipos identificados em campo. Por fim, realizou-se amostragem

sistemática destes litotipos com vistas a fornecer subsídios para os trabalhos de laboratório.

1.4.3- Trabalhos de laboratório

Descrição de lâminas delgadas

O estudo de lâminas delgadas pautou-se na descrição petrográfica detalhada de seções

delgadas convencionais e polidas dos litotipos representantes da área de estudo. Para tanto, foram

confeccionadas 27 seções delgadas convencionais, dentre as quais 11 também foram polidas, no

Laboratório de Laminação (LAMIN) do Departamento de Geologia da Universidade Federal de Ouro

Preto, acrescidas a um conjunto de 12 seções delgadas disponibilizadas pela mineradora Pedras

Congonhas.

As lâminas delgadas convencionais e polidas foram descritas, respectivamente, em

microscópios petrográficos de luz transmitida e refletida Olympus BX41 e ZEISS Axioskop 40.

Buscou-se, nesta etapa, caracterizar aspectos como microestruturas e a paragênese mineral em cada

seção.

A nomenclatura utilizada para a classificação das rochas desta dissertação segue as indicações

propostas pela IUGS (International Union of Geological Sciences) – SCMR (Subcomission on the

Systematics of Metamorphic Rocks) enunciadas por Fettes & Desmons (2007). As siglas para os

minerais observados foram adotadas a partir das recomendações de Kretz (1983) e Whitney & Evans

(2010) e estão dispostas no Anexo III.

Difratometria de Raios X (DRX)

A análise por difratometria de raios X foi utilizada para caracterização das fases minerais do

grupo da serpentina pertencentes a serpentinitos do CCB, bem como para caracterização das fases

minerais que ocorrem nos perfis pedogenéticos sobrepostos às rochas metaultramáficas do CCB. Para

tanto, utilizou-se o difratômetro de modelo Empyrean da marca PANalytical pertencente ao

Laboratório de Difratometria de Raios X do Departamento de Geologia da UFOP. O difratômetro


5

possui como fonte de raios X tubo cerâmico com ânodo de cobre, em intervalo de exposição dos feixes

de 2º a 70º e modo de escaneamento contínuo em 0,020º/s. O equipamento foi ajustado segundo uma

corrente de feixe de 40 mA e tensão 45 kV. As amostras foram preparadas a partir o método do pó

prensado.

Análises por MEV/EDS

As análises semiquantitativas de química mineral via MEV/EDS se deram a partir do

microscópio eletrônico de varredura (MEV) de marca JEOL, modelo JSM com espectrometria de

dispersão de energia (EDS) Thermo Electron acoplado, devidamente calibrado sob condições

analíticas de 20 kV, largura de feixe de 25 µm e 2000 contagens. Este equipamento pertence ao

Laboratório de Microanálises do Departamento de Geologia da UFOP.

Nesta etapa foram analisadas 10 seções polidas e seus resultados foram utilizados para o

cálculo de fórmulas unitárias de minerais, bem como para inserção em diagramas de cunho

petrogenético. Para comparação e verificação da confiabilidade das análises semiquantitativas geradas

pelo MEV, compilou-se e compararam-se dados de microssonda eletrônica (MSE) em mesmos

minerais estudados por Costa (1995) na mesma região do CCB.

Geoquímica

No que tange às análises químicas de rocha total, foram analisadas 17 amostras coletadas

durante a etapa de campo. As amostras selecionadas foram preferencialmente retiradas dos

testemunhos de sondagem (à exceção da amostra PVM-33), haja vista maior possibilidade de

preservação destas quanto aos processos intempéricos. Além disso, foi retirada a porção mais

homogênea de cada amostra para análise, evitando-se eventuais contaminações por venulações

quimicamente contrastantes. Também foram analisadas três amostras de solo oriundas dos perfis

pedogenéticos derivados dos metaultramafitos para análise das concentrações de elementos de

interesse econômico.

As amostras foram britadas no Laboratório de Preparação de Amostras para Geocronologia

(LOPAG) e então encaminhadas ao Laboratório Acme Labs – ACME Analytical Laboratories Ltd.,

situado no Canadá. Os elementos maiores e menores foram analisados via ICP-ES (Inductively

Coupled Plasma Emission Spectrometry), com abertura de amostra a partir da digestão pelo ácido

HNO3, ao passo que os elementos traços e terras-raras foram analisados via ICP-MS (Inductively

Coupled Plasma Mass Spectrometry), com digestão da amostra via aqua régia.


6

Para complemento do estudo geoquímico, os platinóides (Pt, Pd, Au) foram analisados via

ICP-MS (Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry), porém com abertura da amostra por fusão

total (Fire Assay).

Cálculos de balanço de massa

O método de balanço de massa foi utilizado para quantificação dos processos de

metassomatismo e de pedogênese nas rochas estudadas.

O metassomatismo foi estudado com base em um litotipo de referência. Para tanto, foram

comparadas as amostras dos litotipos metaultramáficos que compõem o CCB a um litotipo não

metassomatizado, tal qual o harzburgito de Bushveld, estudado por Hall (1932). A quantificação

química destes elementos, com base nos estudos de balança de massa, foi realizada com base no

método da isócona de Grant (1986), que foi adaptado a partir dos estudos de Gresens (1967).

Para análise dos processos pedogenéticos, realizou-se um perfil vertical que abarca desde o

litotipo não intemperizado (rocha fresca) até as porções do manto de intemperismo, passando por

todas as variações intermediárias. Nesta etapa foi verificada a concentração relativa, para cada

horizonte, de todos os elementos maiores, menores, ETR, além dos platinóides e outros elementos

metálicos. A quantificação química destes elementos, com base nos estudos de balanço de massa, foi

realizada com base no método de Millot & Bonifas (1955).

Para adequada utilização do método de balanço de massa, o qual requer os valores de

densidades dos objetos de estudo, determinou-se a densidade, para as amostras de rocha, a partir da

utilização da balança hidrostática, que determina a razão entre a massa da amostra no ar e o peso da

amostra dentro da água. Para o cálculo da densidade das amostras de solo foi utilizado o método do

torrão parafinado (EMBRAPA 1997). A equação do método do torrão parafinado é:

Densidade (g/cm³) = a/b

Onde

a: peso da amostra seca a 105ºC

v: volume da amostra

Notar que: b = [(c – d) – e]

Onde


7

c: peso da amostra parafinada

d: peso da amostra submersa em água

e: volume da parafina (peso da parafina/0,90)

1.4.4- Processamento e análise dos resultados

O arcabouço de dados petrológicos, de química mineral, geoquímicos e de balanço de massa

gerados durante as pesquisas foram compilados, processados e interpretados para confecção da

presente dissertação. Os dados de química mineral, bem como os de geoquímica rocha total foram

processados a partir do software Minpet versão 2.02 (Richard 1995). Já para os cálculos de balanço de

massa, foi utilizado o software Microsoft Office Excel versão 2007. No que tange à adequação gráfica

das figuras e imagens, foi utilizado o software CorelDraw x7.


8

CAPÍTULO 2

GEOLOGIA REGIONAL

2.1- INTRODUÇÃO

A área de estudo da presente dissertação está situada na Província Geotectônica São Francisco

(PGSF). Essa província contempla todo o Cráton do São Francisco (CSF), unidade geotectônica

arqueana consolidada durante o evento Transamazônico, no Paleoproterozóico, e relativamente estável

para os sucessivos eventos brasilianos neoproterozóicos (Almeida 1977, Almeida et al. 1981). Os

atuais limites considerados para o Cráton do São Francisco se configuram na série de Faixas

neoproterozóicas estabelecidas durante o Brasiliano, das quais se elencam Araçuaí-Ribeira, Brasília,

Rio Preto, Riacho do Pontal e Sergipana (Almeida 1977).

Dentre as grandes unidades geológicas que compõem o Cráton do São Francisco, destaca-se

aqui o Quadrilátero Ferrífero (QF, Fig. 2.1). O QF constitui uma unidade geotectônica localizada na

porção meridional do Cráton do São Francisco abarcando uma área de cerca de 7000 km².

O Quadrilátero Ferrífero se destaca no contexto do CSF devido à sua relevância em termos

econômicos, encerrando amplos jazimentos de ouro (Lobato et al. 2001) e de ferro (Rosière &

Chemale Jr. 2000), aliados aos registros de sucessivos ciclos tectônicos que remontam à evolução pré-

cambriana brasileira (Chemale Jr. et al. 1994, Alkmim & Marshak 1998, Endo & Machado 1998).

2.2- UNIDADES GEOLÓGICAS DO QUADRILÁTERO FERRÍFERO

A estratigrafia do Quadrilátero Ferrífero foi consolidada pelos levantamentos geológicos de

Dorr (1969). A coluna litoestratigráfica proposta por este autor permanece como base para diversos

estudos contemporâneos, que propuseram adaptações pontuais (Schorscher 1978, Ladeira 1980,

Marshak & Alkmim 1989, Alkmim & Marshak 1998) (Fig. 2.2).

De modo geral, a estratigrafia do Quadrilátero Ferrífero proposta por Dorr (1969) pode ser

divida em três grandes unidades geológicas, a saber, Terrenos Granito-gnáissicos Arqueanos

(Sequência TTG), Sequência Vulcanossedimentar Arqueana (Supergrupo Rio das Velhas) e Sequência

Sedimentar e Vulcano-sedimentar Proterozóica (Supergrupo Minas).


10

Figura 2.1- Mapa geológico regional do Quadrilátero Ferrífero com área de estudo assinalada. Extraído de

Alkmim & Marshak (1998).

2.2.1- Terrenos Granito-gnáissicos

A Unidade Granito-Gnáissica abrange a maior área do Quadrilátero Ferrífero. Configura-se

em um conjunto de núcleos dômicos representados, por exemplo, pelos complexos Bação, Belo

Horizonte, Bonfim, Caeté, Santa Bárbara, dentre outros (Carneiro 1992, Noce 1995).

As rochas que compõem esta unidade correspondem ora a corpos ígneos ora a gnaisses de

composições TTG (Tonalito-Trondhjemito-Granodiorito), metamorfizados em fácies anfibolito e

esporadicamente migmatizados (Noce 1995). Comumente são encontradas intrusões anfibolíticas e de

granitoides potássicos em tais unidades (Romano et al. 2013, Lana et al. 2013).


11

Figura 2.2- Coluna estratigráfica do Quadrilátero Ferrífero, extraído de Alkmim & Marshak (1998).

Um acervo considerável de dados geocronológicos é disponível para as rochas desta unidade.

Para as rochas de composição TTG, que possuem amplo domínio no contexto dos Terrenos Granito-

Gnáissicos, análises U-Pb em zircão sugerem idades médias de cristalização entre o intervalo de 2900


12

Ma a 2750 Ma (Carneiro 1992, Machado & Carneiro 1992, Noce 1995). Ao menos duas gerações

distintas são identificadas para as intrusões anfibolíticas, fato indicado pelas idades modelo Sm-Nd de

3120 Ma e 2960 Ma (Carneiro 1992 e Carneiro et al. 1998). Por fim, idades U-Pb aproximadas a 2700

Ma são obtidas para os granitóides potássicos (Romano et al. 2013).

2.2.2- Supergrupo Rio das Velhas

Definido inicialmente por Dorr (1969) como Série Rio das Velhas e promovido a Supergrupo

por Loczy & Ladeira (1976) e Menezes Filho et al. (1977), o Supergrupo Rio das Velhas (SGRV) se

refere a um greenstone belt de idade arqueana situado sobretudo na porção interna do Quadrilátero

Ferrífero (Schorscher 1978).

O SGRV é dividido da base para o topo em Grupo Nova Lima e Grupo Maquiné (Dorr 1969).

Schorscher (1979) denominou a porção basal do SGRV como Grupo Quebra Osso. Inúmeras

subdivisões estratigráficas informais são propostas para o SGRV, estas também com base em aspectos

sedimentológicos e estratigráficos (Zuchetti et al. 1996, Baltazar & Silva 1996, Zuchetti et al. 1998,

Baltazar & Zuchetti 2007). A tabela 2.1 elucida as múltiplas subdivisões estratigráficas propostas para

o SGRV.

Devido principalmente à complexidade tectono-estrutural da qual o Supergrupo Rio das

Velhas é dotado, Zuchetti & Baltazar (1998) propuseram sua compartimentação do SGRV em

domínios litoestruturais delimitados por falhas regionais. Estes autores sugeriram a divisão do SGRV

em Bloco Nova Lima, Bloco Caeté, Bloco Santa Bárbara e Bloco São Bartolomeu. Na presente

dissertação, porém, optou-se por abordar o SGRV a partir de sua subdivisão litoestratigráfica, pois

melhor se aplica à área de estudo (Fig. 2.3).

Embora complexo em termos estruturais, o Supergrupo Rio das Velhas registra metamorfismo

predominantemente de fácies xisto verde, evidenciado sobremaneira pela preservação de texturas e

estruturas reliquiares e pela presença de mineralogia típica desta fácies (Noce et al. 1992, Fonseca &

Jordt-Evangelista 2013). Localmente o metamorfismo no SGRV grada a fácies anfibolito inferior

(Jordt-Evangelista & Silva 2005).


13

Tabela 2.1- Subdivisões estratigráficas propostas para o Supergrupo Rio das Velhas.

Supergrupo

Rio das

Velhas

Grupo Dorr 1969

Schorscher

1979

Formação O’Rouke

1957

Gair 1962

Unidade Ladeira 1980

Unidade Zuchetti et al. 1996

Associação de

fácies Zuchetti et al. 1998

Maquiné Casa Forte

–

Capanema

Não-Marinha Córrego do Engenho

Jaguará

Chica Donda

Palmital Rio das Pedras Ressedimentada

Nova

Lima –

Metassedimentar

Clástica

Andaimes Costeira/Litorânea

Pau D´Óleo

Córrego da Paina

Ressedimentada

Fazenda Velha

Catarina Mendes

Córrego do Sítio

Mindá

Metassedimentar

Química

Mestre Caetano Vulcanoclástica

Ribeirão Vermelho

Santa Quitéria

Sedimentar química-

pelítica

Morro Vermelho

Vulcanossedimentar-

química

Metavulcânica Ouro Fino

Vulcânica-plutônica

Máfico-Ultramáfica

Quebra

Osso –

Vulcânica-plutônica

Máfico-Ultramáfica

2.2.2.1- Grupo Quebra Osso

O Grupo Quebra Osso indiviso foi descrito e adicionado à base do SGRV por Schorscher

(1979). É constituído, de forma geral, por rochas intrusivas e derrames ultrabásicos a básicos, tais

como metaperidotitos, metakomatiito peridotíticos, metakomatiitos, metagabros e metabasaltos. As

rochas metaultramáficas são comumente observadas serpentinizadas e talcificadas em diferentes

proporções.


14

Figura 2.3- Mapa geológico da área de estudo, modificado a partir da Folha Itabirito 1:50.000 (Lobato et al. 2005).


15

2.2.2.2- Grupo Nova Lima

O Grupo Nova Lima (GNL) representa a transição do domínio vulcânico ao domínio

sedimentar no contexto de abertura da Bacia Rio das Velhas (Dorr 1969, Schrank et al. 1990). O GNL

é representado por rochas magmáticas básicas a ultrabásicas em sua porção inferior associadas a

metassedimentos químicos e clásticos em sua porção superior (Zuchetti & Baltazar 1998). Três

eventos magmáticos de natureza ácida encerram a deposição do Grupo Nova Lima há cerca de 2792 ±

11 Ma, 2773 ± 7 Ma e 2751 ± 9 Ma (Machado et al. 1992 e 1996, Noce 1995).

Ladeira (1980) propôs uma subdivisão informal ao Grupo Nova Lima. Segundo este autor, as

rochas abarcadas pelo GNL poderiam ser agrupadas em Unidade Metavulcânica, Unidade

Metassedimentar Química e Unidade Metassedimentar Clástica. Posteriormente, Zuchetti et al.

(1996) sugeriram uma compartimentação do Grupo Nova Lima em 12 unidades litoestratigráficas,

integradas por Zuchetti et al. (1998) em 6 associações de litofácies. Estas subdivisões são listadas na

Tabela 2.1.

Nesta revisão adotou-se os termos utilizados por Ladeira (1980), correlacionando-os às demais

nomenclaturas estratigráficas propostas por Zuchetti et al. (1996, 1998).

Unidade Metavulcânica

Segundo Ladeira (1980), a Unidade Metavulcânica do Grupo Nova Lima corresponde a

derrames básicos-ultrabásicos associados a rochas ácidas em menor escala. Compreendem

metakomatiitos e metabasaltos com texturas reliquiares (e.g blastospinifex, pillow-lavas reliquiares),

frequentemente associados a serpentinitos, talco xistos, esteatitos, clorita xistos e anfibólio xistos.

Esta unidade é correlacionável à unidade Ouro Fino (Zuchetti et al. 1996) e à associação de

fácies Vulcânica Máfica-Ultramáfica de Zuchetti et al. (1998).

Unidade Metassedimentar Química

Segundo Ladeira (1980), a Unidade Metassedimentar Química do Grupo Nova Lima

corresponde à sedimentação associada a componentes químicos. Compreendem metacherts, formação

ferrífera bandada, quartzo-carbonato xistos e filitos subordinados.


16

Esta unidade é correlacionável às unidades Morro Vermelho, Santa Quitéria, Ribeirão

Vermelho e Mestre Caetano de Zuchetti et al. (1996) e às associações de fácies vulcanossedimentar-

química, sedimentar química-pelítica e vulcanoclástica de Zuchetti et al. (1998).

Unidade Metassedimentar Clástica

A Unidade Metassedimentar Clástica corresponde à sedimentação estritamente clástica,

empobrecida em componentes vulcânicos e/ou químicos (Ladeira 1980). Constitui-se de quartzo-mica

xistos, quartzo filitos e quartzitos associados a níveis conglomeráticos.

Esta unidade por sua vez é correlacionável às unidades Mindá, Córrego do Sítio, Catarina

Mendes, Fazenda Velha, Córrego da Paina, Pau d’Óleo e Andaimes de Zuchetti et al. (1996) e às

associações de fácies ressedimentada e costeira de Zuchetti et al. (1998).

2.2.2.3- Grupo Maquiné

Segundo Dorr (1969), o Grupo Maquiné representa depósitos de bacia molássica do tipo

flysch, assentados sobre o Grupo Nova Lima a partir de contatos gradacionais a tectônicos.

O Grupo Maquiné é representado na base pela Formação Palmital (O’Rourke 1957) e no topo

pela Formação Casa Forte (Gair 1962), ao passo que Zuchetti et al. (1996, 1998) propuseram a

compartimentação deste grupo em unidades litoestratigráficas integradas a associações de litofácies

(Tabela 2.1).

Formação Palmital

A Formação Palmital constitui-se de xistos intercalados a quartzitos micáceos, além de

metargilitos, metarenitos e metagrauvacas subordinados. Corresponde à Unidade Rio das Pedras de

Zuchetti et al. (1996) e à associação de fácies Ressedimentada (Zuchetti et al. 1998).

Formação Casa Forte

A Formação Casa Forte é composta por associações de quartzitos eventualmente sericíticos,

quartzitos conglomeráticos e metaconglomerados polimíticos. Equivale às Unidades Chica Dona,

Jaguara, Córrego do Engenho e Capanema (Zuchetti et al. 1996) e associação de fácies Não-Marinha

(Zuchetti et al. 1998).


17

2.2.3- Supergrupo Minas

O Supergrupo Minas (SGM), denominado inicialmente por Derby (1906) como Série Minas,

constitui a sucessão supracrustal proterozóica de maior expressão do Quadrilátero Ferrífero. O SGM é

dividido estratigraficamente nos grupos Caraça, Itabira, Piracicaba e Sabará (Dorr 1969). A disposição

espacial dos metassedimentos do SGM configura o formato quadrático característico do QF (Dorr

1969, Ladeira & Viveiros 1984).

De modo geral, o SGM representa um contexto de sedimentação plataformal no domínio do

Quadrilátero Ferrífero, no período entre 2580 a 2050 Ma (Renger et al. 1994) ou 2600 a 2125 Ma

(Machado et al. 1996). A transição para as unidades geológicas subjacentes (Terrenos Granito-

Gnáissicos e Supergrupo Rio das Velhas se dá majoritariamente através de contatos tectônicos, porém

transições a partir de discordâncias erosivas também são observadas (Dorr 1969).

2.2.3.1- Grupo Caraça

O Grupo Caraça constitui a sedimentação clástica inicial da Bacia Minas e se subdivide em

Formação Moeda e Formação Batatal (Dorr 1969).

A Formação Moeda é composta por associações psamíticas, constituindo intercalações de

quartzitos associados a níveis conglomeráticos e níveis pelíticos, ao passo que a Formação Batatal

equivale em sua essência a metapelitos, estes por vezes com sulfetos associados (Dorr 1969, Renger et

al. 1994).

2.2.3.2- Grupo Itabira

O Grupo Itabira indica transição da sedimentação clástica para química na bacia Minas. Sua

divisão estratigráfica consiste na Formação Cauê na base e Gandarela no topo (Dorr 1969, Loczy &

Ladeira 1976).

A Formação Cauê é constituída predominantemente por itabiritos silicosos a dolomíticos,

associados a níveis dolomíticos e filíticos. Seu papel de destaque no contexto do Quadrilátero

Ferrífero se deve pelo extenso jazimento de minério de ferro (Dorr 1969). A Formação Gandarela

encerra dolomitos magnesianos, mármores, filitos carbonáticos e lentes itabiríticas subordinadas (Dorr

1969, Loczy & Ladeira 1976).


18

2.2.3.3- Grupo Piracicaba

Estratigraficamente acima do Grupo Itabira ocorre o Grupo Piracicaba, uma sucessão de

origem detrítica e transgressiva disposta em quatro formações, a saber, Cercadinho, Fecho do Funil,

Taboões e Barreiro (Dorr 1969).

Segundo Dorr (1969), a Formação Cercadinho é constituída de quartzitos hematíticos

associados a níveis conglomeráticos e filíticos, enquanto a Formação Fecho do Funil é composta por

dolomitos e filitos dolomíticos. De acordo com o autor supracitado, a Formação Taboões corresponde

a quartzitos finos ao passo que a Formação Barreiro encerra filitos grafitosos, sericíticos gradando

localmente a xistos.

2.2.3.4- Grupo Sabará

Descrito inicialmente como Formação Sabará (Gair 1958) e elevado a grupo por Renger et al.

(1994), a partir das observações de Dorr (1969) e Ladeira (1980), o Grupo Sabará representa a

sedimentação sin-orogênica durante o Evento Transamazônico, no Paleoproterozóico.

Em termos gerais, este grupo configura uma sequência metavulcanossedimentar, constituída

por mica-xistos a clorita-xistos, associados a inúmeras variações de quartzitos, metaconglomerados,

metagrauvacas e formações ferríferas subordinadas (Dorr 1969).

2.2.3.5- Grupo Itacolomi

O Grupo Itacolomi, antiga Série Itacolomi de Guimarães (1931), tem sua área de ocorrência

restrita à porção sul do Quadrilátero Ferrífero e corresponde a quartzitos, quartzitos conglomeráticos e

lentes de conglomerados com seixos de itabirito, filito, quartzito e quartzo de veio (Dorr 1969).

Segundo Alkmim & Marshak (1998) o Grupo Itacolomi configuraria o registro da deposição

sedimentar a partir do colapso orogênico ao término do Evento Transamazônico.

2.3- EVOLUÇÃO TECTÔNICA

A evolução tectônica de terrenos polideformados, a exemplo do Quadrilátero Ferrífero, é

complexa, não consensual e de difícil caracterização. Diversos estudos propõem modelos evolutivos

para o QF, dentre os quais se evidenciam os trabalhos de Dorr (1969), Ladeira & Viveiros (1984),

Marshak & Alkmim (1989), Chemale Jr. et al. (1991), Zuchetti et al. (1996, 1998), Alkmim &


19

Marshak (1998) e Endo & Machado (1998). A compilação das propostas de todos os autores

supracitados permite individualizar ao menos três grandes eventos tectônicos para a região abarcada

pelo QF, nomeados na presente dissertação D1, D2 e D3.

Evento D1

O Evento D1 corresponde à Orogênese Pré-Minas de Dorr (1969). Tal evento, atrelado

exclusivamente ao Supergrupo Rio das Velhas e seu embasamento (Terreno Granito-Gnáissico) foi

responsável pela geração das estruturas mais antigas do Quadrilátero Ferrífero (Dorr 1969, Zuchetti et

al. 1996, 1998). Proeminente na porção oeste do QF, este evento se caracteriza por estruturas segundo

a direção ENE-WNW, normalmente associadas a dobramentos isoclinais e falhas de empurrão entre as

unidades litoestratigráficas do SGRV. De acordo com Dorr (1969) este evento foi o responsável pela

discordância angular existente entre o Supergrupo Rio das Velhas e o Supergrupo Minas. Chemale Jr.

et al. (1991) dataram este evento por volta de 2,7 Ga, durante o Arqueano.

Evento D2

O Evento D2 equivale às manifestações da Orogenia Transamazônica no QF, durante o

Paleoproterozóico (Chemale Jr. et al. 1991, Alkmim et al. 1993, Alkmim & Marshak 1998, Endo &

Machado 1998). Segundo Alkmim & Marshak (1998), este evento registra dois grandes conjuntos

estruturais no Quadrilátero Ferrífero. O primeiro conjunto de estruturas consiste em megadobras e

cinturões de cavalgamentos com vergência para NW conexas à sequência supracrustal do Supergrupo

Minas. De acordo com Alkmim & Marshak (1998) este evento ocorreu há cerca de 2125 Ma, após o

fechamento da bacia de margem passiva Minas. O segundo conjunto estrutural descrito por Alkmim &

Marshak (1998) equivale à formação do padrão estrutural de domos e quilhas (Dome and Keel)

oriundos do colocação de domos do embasamento em meio às rochas supracrustais do SGM. De

acordo com estes autores, este conjunto estrutural estaria associado ao colapso orogênico pós

Transamazônico, por volta de 2095 Ma.

Evento D3

O Evento D3 corresponde ao Ciclo Brasiliano no contexto do Quadrilátero Ferrífero (Almeida

1977, Chemale Jr. et al. 1991, Alkmim & Marshak 1998, Endo & Machado 1998, 2002). Os registros

do Ciclo Brasiliano são proeminentes na porção oriental do QF, associados à tectônica de falhas

reversas com vergência para W-NW, soerguimento de blocos do embasamento e instauração de zonas


20

de cisalhamento transpressivas dextrais (Alkmim & Marshak 1998). São observados também, para

este evento, reativação tectônica de estruturas pré-existentes, encurtamento crustal e inversão de bacias

proterozóicas, a exemplo do Grupo Itacolomi (Alkmim & Marshak 1998, Endo & Machado 2002). Em

um contexto mais amplo, o Ciclo Brasiliano atuou nas faixas móveis Neoproterozóicas que demarcam

os limites atuais do Cráton do São Francisco (Almeida 1977, Alkmim 2004).

CAPÍTULO 3

GEOLOGIA LOCAL E PETROGRAFIA

3.1- INTRODUÇÃO

O presente capítulo apresenta as características de campo e petrográficas das unidades

litológicas abarcadas nesta dissertação. Buscou-se caracterizar a geologia do Corpo Córrego dos

Boiadeiros (CCB), a partir do estudo de 41 pontos de superfície, bem como de 34 furos de sonda,

auxiliados pela descrição de 39 seções delgadas dos litotipos que ocorrem na região. A figura 3.1

ilustra a disposição espacial dos pontos visitados em campo e dos testemunhos de sondagem, ao passo

que suas respectivas coordenadas são apresentadas no anexo I. De modo análogo, a descrição das

variedades litológicas em função da profundidade para os furos de sonda estudados e croquis dos furos

de sondas representativos da área de estudo são apresentados no anexo II.

O Corpo Córrego dos Boiadeiros constitui uma associação de rochas metaultramáficas e

metamáficas que se estende por cerca de 4 km segundo a direção norte-sul. Alarga-se por cerca de 2 a

3 km na direção leste-oeste em sua porção central, tornando-se mais estreito à medida que se avança

em direção às suas extremidades norte e sul. Este corpo ocorre em contato com xistos pelíticos e

máficos do Grupo Nova Lima a norte, leste e sudeste. Já a oeste, observa-se contato tectônico com

quartzitos da Formação Moeda, por meio de uma falha de empurrão NW-SE, que posiciona os termos

metaultramáficos e metamáficos em contato aos metassedimentos pertencentes à Formação Moeda

(Fig. 2.3).

A distribuição em área, bem como os contatos geológicos entre as unidades litológicas do

CCB são de difícil caracterização, o que se deve sobremaneira ao avançado estágio de alteração

intempérica destas rochas. As rochas destas unidades comumente figuram sob a forma de afloramentos

esparsos associados a níveis topograficamente rebaixados em regiões adjacentes a drenagens ou como

blocos de pequeno porte. Em contrapartida, grandes exposições das rochas metaultramáficas e

metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros correspondem às áreas de exploração das mineradoras

Pedras Congonhas e Extramil, bem como quando dispostas em testemunhos de sondagem.

No que tange à geologia estrutural, têm-se para o Corpo Córrego dos Boiadeiros estruturas

planares dúcteis e rúpteis. As principais estruturas vinculadas ao contexto dúctil se referem à foliação

marcada pela orientação das rochas metaultramáficas segundo a direção NNW a NE, com mergulhos

de ângulos moderados a altos para NE e SE. Zonas de falhamentos acentuados ocorrem por todo o

corpo, estas geralmente orientadas segundo a direção NE-SW. Frequentemente associadas a estas

zonas de falhas são encontradas regiões mais enriquecidas em talco.


22

Figura 3.1- Mapa de furos de sonda e de pontos visitados em campo, ilustrando os litotipos aflorantes.


23

As rochas metaultramáficas e metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros encontram-se

empurradas sobre os quartzitos da Formação Moeda (Grupo Caraça) a sudoeste. As estruturas

estritamente rúpteis ocorrem indiscriminadamente por toda a área de estudo. Correspondem a uma

rede de fraturas sem orientação preferencial segundo uma malha caótica e de difícil caracterização.

3.2- UNIDADES LITOLÓGICAS

Com base em critérios composicionais, compartimentou-se o Corpo Córrego dos Boiadeiros

em duas associações litológicas principais, a saber, Rochas Metaultramáficas e Rochas Metamáficas.

As Rochas Metaultramáficas correspondem a serpentinito, esteatito, clorita–tremolita xisto e tremolita-

serpentina granofels, ao passo que Rochas Metamáficas são representadas por clinozoisita-actinolita

granofels. Caracterizaram-se também as rochas encaixantes do Corpo Córrego dos Boiadeiros,

compartimentando-as em duas subunidades, a saber, xistos pelíticos e máficos do Grupo Nova Lima e

quartzitos da Formação Moeda (Grupo Caraça).

3.2.1- Rochas Metaultramáficas

As rochas metaultramáficas possuem amplo domínio de ocorrência no contexto do Corpo

Córrego dos Boiadeiros. Abarcam toda porção central do mesmo, estendendo-se na direção norte-sul.

São distinguidas dos termos metamáficos, sobretudo por apresentarem paragêneses minerais

extremamente magnesianas, verificadas em todas as rochas pertencentes a esta unidade.

Os representantes desta unidade são serpentinito, esteatito, clorita–tremolita xisto e tremolita-

serpentina granofels. A terminologia utilizada para estes litotipos segue as recomendações de Fettes &

Desmons (2007). O termo serpentinito foi empregado referenciando-se a rochas com proporções

modais superiores a 75% de minerais do grupo da serpentina. Esteatito foi utilizado para denominar

rochas ricas em talco que, quando foliadas, também podem ser nomeadas como talco-xisto. Para as

demais unidades litológicas, utilizou-se o critério de nomes fundamentais (i.e com base na estrutura da

rocha) e abundância relativa de minerais, adotando-se a terminologia xisto para rochas foliadas

(clorita-tremolita xisto) e granofels, quando isentas de foliação (tremolita-serpentina granofels).

O anexo IV ilustra a quantificação modal dos constituintes minerais a partir da média de 10

visadas para cada seção delgada dos litotipos desta unidade.


24

Serpentinito

Serpentinito é o litotipo de ampla dominância na área de estudo (Fig. 3.1 e 3.2A). O

serpentinito constitui rochas de coloração verde oliva que comumente exibem foliação proeminente,

ou então conformam núcleos maciços (pods de foliação, descritos por Schrank et al. 1990 e Costa

1995) em meio às porções foliadas (Fig. 3.2B). Ocorre na quase totalidade dos furos de sonda

estudados, à exceção do testemunho F32 e configura o litotipo mais frequente na superfície (aflorante)

da maior parte dos testemunhos de sondagem (Fig. 3.2C). Boas exposições desta rocha são observadas

também nas cavas das mineradoras Pedras Congonhas e Extramil.

São frequentemente recortados por veios de espessura milimétrica a decimétrica de antigorita,

crisotila e carbonato, provavelmente magnesita. As acículas e lamelas de antigorita de alguns veios

podem atingir tamanhos decimétricos (Fig. 3.2D). Nota-se que estas agulhas e lamelas se dispõem

paralelamente às paredes encaixantes (i.e ao serpentinito propriamente dito) configurando a fibra do

tipo slip fiber. As fibras dos veios de crisotila, por outro lado, normalmente se alojam

perpendicularmente às paredes encaixantes, dispondo-se no tipo de fibra cross fiber.

Os serpentinitos possuem mineralogia simples, compostos essencialmente serpentina e

minerais opacos subordinados (Fig. 3.3A, 3.3B e 3.3C). Análises de difratometria de raios X (Fig.

3.3D) ilustram a existência das variações dos minerais do grupo da serpentina (antigorita, lizardita e

crisotila) na rocha.

Em lâmina delgada observa-se que a rocha possui textura inequigranular fina a média e

lepidoblástica, esta configurada pela orientação preferencial de lamelas de serpentinas. O serpentinito

também exibe textura decussada, o que reflete em uma estrutura maciça em mesoescala.

Serpentinas predominam na rocha, perfazendo entre 90 a 95% do volume. Possuem

granulação fina a média, não excedendo cristais com 1,3 mm de comprimento. Comumente são

incolores, raramente apresentam pleocroísmo em tons pálidos de verde. Ora ocorrem como palhetas

preferencialmente orientadas, ora dispostas segundo a textura interpenetrativa (interpenetrating type,

de Wicks & Whittaker 1977) ou como agregados levemente esferulíticos, caracterizando a textura

entrelaçada (interlocking type, de Wicks & Whittaker 1977).

Os minerais opacos são compostos principalmente por magnetita. Perfazem de 1 a 10% da

proporção modal da rocha e ocorrem invariavelmente como cristais diminutos, não excedendo 0,1 mm

de tamanho. Ocorrem comumente disseminados entre os agregados de serpentinas.


25

Figura 3.2- Aspectos de campo e mesoscópicos das rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros.

A: Serpentinito amplamente exposto nas bancadas da mineradora Pedras Congonhas. Flanco leste do Sinclinal

Moeda com metassedimentos do Supergrupo Minas em segundo plano. B: Núcleo de serpentinito maciço (pods

de foliação – círculo branco) disposto em meio ao serpentinito foliado (linhas brancas). C: Contato abrupto entre

o serpentinito, observado em tons verde oliva, e o tremolita-serpentina granofels, em tonalidades mais escuras,

visto no testemunho de sondagem FS3. Venulações carbonáticas de cor branca são comumente observadas. D:

Lamelas decimétricas de antigorita do tipo slip fiber, com fibras orientadas segundo a direção ilustrada pela

caneta. E: Porções do esteatito, de coloração acinzentada, associadas ao serpentinito, de coloração mais escura.

F: Esteatito observado no testemunho do furo de sonda FS10. Srp: serpentina, Tr: tremolita.


26

Esteatito

O esteatito configura uma rocha de tonalidade acinzentada, espacialmente associada ao

serpentinito (Fig. 3.2E). Verifica-se a predominância dos esteatitos à medida que se avança para as

porções marginais do Corpo Córrego dos Boiadeiros. Nestas regiões, observa-se que o esteatito ocorre

entre as rochas serpentiníticas e as rochas metamáficas, porém largamente associado ao serpentinito.

Boas exposições do esteatito são observadas nas adjacências da mineradora Pedras Congonhas, bem

como em alguns níveis da cava de serpentinito da mesma (Fig. 3.2E). O esteatito também é observado

nos furos de sonda F7, F10a e F12 (Fig. 3.2F). Embora ocorra foliado, também são observadas

porções desta rocha sem qualquer orientação preferencial.

A mineralogia do esteatito é composta por talco, carbonato e quantidades menores de tremolita

e serpentinas (Fig. 3.3E, 3.3F). Em termos microestruturais a rocha é inequigranular

granolepidoblástica. As porções lepidoblásticas são constituídas por finos agregados orientados de

talco, ao passo que as porções granoblásticas se traduzem nos agregados de carbonato.

Talco predomina na rocha, perfazendo de 75 a 95% do volume. É incolor e comumente ocorre

como finos agregados orientados materializando a foliação encontrada em algumas amostras. Por

vezes configuram palhetas encorpadas e decussadas principalmente quando observados nos litotipos

ausentes de foliação.

Carbonato perfaz de 5 a 20% do volume da rocha. São observados como cristais

granoblásticos incolores a amarronzados, subidioblásticos e que não se apresentam maclados.

Configuram agregados granoblásticos inequigranulares que variam entre 0,3 a 0,7 mm de tamanho. De

modo geral, configuram a porção com textura decussada encontrada nos esteatitos.

Tremolita perfaz até 5% da moda. Ocorre como cristais aciculares, incolores e decussados,

invariavelmente associados ao talco. Diferencia-se do mesmo devido a suas cores de interferência no

início da 2ª ordem, enquanto o talco atinge o final da 2ª ordem.

Serpentinas perfazem até 5% do volume da rocha. Ocorrem como esparsas lamelas decussadas

em meio ao talco. São incolores e possuem birrefringência baixa. Opticamente se assemelham a Mg-

clorita, porém sua elongação positiva 1(+) corrobora sua identificação como serpentina.


27

Figura 3.3- Fotomicrografias e difratograma de raios X de rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos

Boiadeiros. A: e B: ilustram lamelas decussadas de serpentina associadas à magnetita (F10-C10-46m e F10-C12-

53,7m). Luz polarizada cruzada. C: Serpentinito de granulação fina recortado por veios de serpentina (F3-C1-

1m). Luz polarizada cruzada. D: Difratograma do serpentinito (P3) ilustrando a ocorrência dos minerais do grupo

da serpentina. E: Esteatito composto de cristais granoblásticos de carbonato envoltos por fina matriz de talco

(F12-C15-0,2m). Luz polarizada cruzada. F: Esteatito com carbonatos e cristais raros de tremolita e serpentina

(F12-C15-0,2m). Luz polarizada cruzada. Srp: Serpentina, Atg: antigorita, Liz: lizardita, Ctl: crisotila, Mag:

magnetita, Tlc: talco, Cb: carbonato, Tr: tremolita.


28

Clorita–tremolita xisto

Este litotipo não foi encontrado nos pontos de superfície deste trabalho. Sua ocorrência se

restringe aos níveis inferiores do furo de sonda F3, em profundidades não superiores a 90 m. Trata-se

de uma rocha de cor verde musgo, fortemente foliada.

Em termos composicionais, as rochas desta unidade possuem a maior variação mineralógica

dentre as estudadas. Contêm tremolita, clorita de variedade magnesiana, talco, flogopita e serpentinas.

Flogopita é observada em proporções relativamente altas (até 20%) em algumas seções delgadas (FS3-

C26-98,7m e FS3-C26-95,5m), ao passo que é ausente em outras (FS3-C19-72,4m). Serpentina foi

observada apenas em uma seção delgada (FS3-C23-85,6m), associada à Mg-clorita. Em termos de

microestruturas, a rocha é nemato lepidoblástica, exibindo orientação preferencial dos cristais de

anfibólio e de filossilicatos (Fig. 3.4A e 3.4B).

Tremolita perfaz de 40 a 50% do volume da rocha. É incolor e ocorre como finos cristais

fibrosos preferencialmente orientados, materializando a foliação da rocha. A tremolita também ocorre

como cristais subidioblásticos de maior tamanho, atingindo até 1,6 mm de comprimento. Estes cristais

ocorrem predominantemente orientados segundo a foliação da rocha. Observa-se que alguns cristais

mostram maclação polissintética (Fig. 3.4B). Esporadicamente exibem inclusões de minerais opacos.

Mg-clorita ocupa de 20 a 40% do volume da rocha. Ocorre invariavelmente como finas

lamelas incolores, mostrando-se com cores de interferência acinzentadas de 1ª ordem e sinal de

elongação negativa 1(-). Dispõe-se em agregados fibrosos associados aos demais minerais,

materializando a foliação observada na rocha.

Talco perfaz de 10 a 20% do volume da rocha. É incolor e ocorre invariavelmente em

granulação fina. Normalmente associa-se às acículas de tremolita.

Flogopita totaliza de 5 a 20% da moda. Ocorre como palhetas orientadas segundo a foliação da

rocha. Exibe pleocroísmo em tons pálidos de amarelo.

Serpentina raramente é observada na rocha, perfazendo, no máximo, 5% em volume desse

litotipo. Ocorre invariavelmente associada à Mg-clorita e diferencia-se desta devido ao sinal de

elongação positivo 1(+).

Minerais opacos, provavelmente magnetita, também são observados nesta rocha. Estes não

excedem 0,2 mm de tamanho e comumente estão inclusos nos cristais de tremolita. Ocupam até 3%

em volume desse litotipo.


29

Figura 3.4- Fotomicrografias de rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros. A: Trama orientada

no clorita-tremolita xisto (F3-C26-95,5m). Luz polarizada cruzada. B: Cristais de tremolita dispostos em meio à

matriz foliada de tremolita, talco, clorita e flogopita (F3-C23-85,6m). Luz polarizada cruzada. C: D: e E:

Pseudomorfos de tremolita, talco e serpentinas após cristais granulares de, provavelmente, olivina e/ou

piroxênio, com clorita e serpentinas ocupando os interstícios (MPC8a-C2-3,6m, PC-001 e MPC21-C4-0,7m).

Luz polarizada cruzada. F: Pseudomorfos inteiramente constituídos de serpentina (PC-002). Luz polarizada

cruzada. Srp: serpentina, Phl: flogopita, Chl: clorita, Tlc: talco, Tr: tremolita.


30

Tremolita–serpentina granofels

Esta unidade representa rochas de tonalidades escuras que normalmente configuram corpos de

pequena dimensão dispostos em meio às rochas metaultramáficas foliadas. Assemelham-se, neste

ponto, às porções maciças (pods de foliação) dos serpetinitos. Também são observados nos furos de

sonda F2a, F7, F9a, F11, F21 F22, F24 e F10a (Fig. 3.2C), constituindo o litotipo mais superficial

(aflorante) da maior parte dos furos, a exceção do F2a e F9a (vide mapa da Fig. 3.1).

Em termos mineralógicos, contêm tremolita, serpentina e talco como minerais principais,

associados à clorita e minerais opacos subordinados. Apatita é rara. No que tange aos componentes

microestruturais, uma característica peculiar desta unidade se refere à ocorrência de pseudomorfos de

serpentina, tremolita e talco, a partir de cristais granulares e prismáticos provavelmente relacionados à

olivina e piroxênio (Fig. 3.4C, 3.4D, 3.4E e 3.4F). Além disso, observa-se também que tais

pseudomorfos são invariavelmente circundados por clorita e serpentina. Com base nessas

características, postula-se, portanto, que representem texturas blastocumuláticas reliquiares para as

rochas desta unidade.

Segundo as características supracitadas esta unidade se assemelha com a unidade

Metapiroxenito descrita por Costa (1995). Nesta descrição, porém, optou-se por enfatizar a

nomenclatura fundamental da rocha (i.e com base na estrutura da rocha e abundância relativa de

minerais) como sugerido por Fettes & Desmons (2007).

Serpentina perfaz 45 a 65% da moda da rocha. Ocorre tanto compondo pseudomorfos de

olivina e piroxênio, quanto na matriz configurando o material intercumulus. Quando substituindo

pseudomorfos de olivina e piroxênio, associa-se a tremolita e ao talco em diferentes proporções entre

si. Por vezes, serpentina constitui o pseudomorfo em sua totalidade, atingindo até 5 mm de tamanho

(Fig. 3.4F). Quando na matriz intercumulus, constitui lamelas incolores de granulação fina, não

excedendo 0,2 mm de tamanho. Associa-se invariavelmente à Mg-clorita na matriz. Diferencia-se da

mesma devido sua elongação 1(+).

Tremolita compõe 20 a 25% da rocha. É incolor e ocorre como cristais aciculares, ou então

como prismas delgados. A tremolita ocorre substituindo pseudomorfos de olivina e piroxênio,

associado à serpentina e ao talco, com proporções variadas entre si. Por vezes, são observados tais

pseudomorfos inteiramente substituídos por cristais de tremolita, atingindo cerca de 4 mm de tamanho.

Esporadicamente exibem inclusões de minerais opacos, provavelmente magnetita.

Talco ocupa 10 a 15% desse litotipo. É observado em associação a tremolita e serpentina

substituindo pseudomorfos de olivina e piroxênio. Compõem predominantemente cristais finos


31

incolores disseminados em tais pseudomorfos, porém palhetas mais encorpadas também são

encontradas. Os cristais de talco são mais comumente observáveis nos pseudomorfos granulares.

Mg-clorita perfaz em no máximo 10% do volume da rocha. Ocorre invariavelmente como

finas lamelas incolores e com cores de interferência acinzentadas e sinal de elongação 1(-).

Minerais opacos ocorrem inclusos nos cristais de tremolita, talco e serpentina, que compõem

os pseudomorfos de piroxênio e olivina. São de granulação fina, não excedendo 0,2 mm de tamanho e

perfazem até 5% do volume da rocha.

Apatita é rara (<3%). Configura cristais incolores de tamanho diminuto e relevo relativamente

alto quando comparada à serpentina. É identificada também por sua extinção paralela.

3.2.2- Rochas Metamáficas

As rochas metamáficas possuem ocorrência subordinada no contexto do Corpo Córrego dos

Boiadeiros, quando comparada ao domínio metaultramáfico. Ocorrem na porção marginal do corpo,

com maior predominância a sudoeste e sudeste do mesmo. São distinguidas dos termos

metaultramáficos por portarem paragêneses minerais não tão ricas em magnésio, porém com maior

domínio de constituintes mais ricos em ferro e cálcio.

O representante desta unidade é o clinozoisita-actinolita granofels. A terminologia utilizada

para estas unidades segue as recomendações de Fettes & Desmons (2007). Para adequação da

terminologia deste litotipo, optou-se por enfatizar a nomenclatura fundamental da rocha (i.e com base

na estrutura da rocha e abundância relativa de minerais) em detrimento ao nome relativo ao protólito.

O anexo IV ilustra a quantificação modal dos constituintes minerais para as seções delgadas

descritas desta unidade.

Clinozoisita-actinolita granofels

Esta unidade configura rochas maciças, granulares e de coloração verde claro. Boas

exposições são encontradas nas regiões periféricas da cava da mineradora Pedra Congonhas e também

nos testemunhos dos furos de sonda F3, F10, F20 e F25 (Fig. 3.1). No testemunho F3 ocorre como

pequenas intercalações em meio ao serpentinito, enquanto nos demais, possui comprimentos

decamétricos.


32

O clinozoisita-actinolita granofels possui textura granoblástica. Actinolita predomina na rocha,

perfazendo de 35 a 55% do volume deste litotipo. Exibe pleocroísmo em matizes de verde a verde

acastanhado. Comumente ocorre como cristais encorpados que variam entre 0,5 mm a 1,4 mm de

tamanho. Cristais aciculares e fibrosos também são observados, estes em granulação reduzida, não

excedendo 0,3 mm de tamanho. Os cristais aciculares e fibrosos ocorrem em íntima associação com

lamelas de clorita (Fig. 3.5A e 3.5B).

Clinozoisita perfaz de 15 a 40% do volume deste litotipo e ocorre substituindo o plagioclásio

em variadas proporções. Destaca-se por seu alto relevo e hábito prismático curto e granular anédrico.

É incolor e possui birrefringência de 1ª ordem, com características cores de interferência anômalas

azul-de-Berlim. Exibe extinção oblíqua em relação ao traço da clivagem do mineral. Comumente

configuram-se em agrupamentos monominerálicos (Fig. 3.5C), embora pequenos prismas também

sejam observados dispersos em meio a outros minerais. Na lâmina FS3-C13-48m, observa-se o

epidoto ss., este ocorre como cristais granulares xenoblásticos a subidioblásticos e exibe pleocroísmo

entre tons amarelados e esverdeados. Observa-se associação ao carbonato e minerais opacos (Fig.

3.5D).

Fe-Mg Clorita ocupa de 10 a 20% do volume da rocha. Constitui cristais predominantemente

lamelares de granulação fina. Algumas palhetas mais encorpadas também são observadas, estas

atingindo até 0,4 mm de tamanho. Exibe pleocroísmo entre matizes pálidas esverdeadas, além de cores

de interferência anômalas, características de 1ª ordem. Normalmente associa-se a fibras de tremolita e

esporadicamente a prismas de clinozoisita.

Plagioclásio é observado em poucas lâminas. Quando ocorre, ocupa no máximo 10% da moda,

a exceção da amostra P034, a qual possui 25% da moda ocupada por plagioclásio. Configura cristais

incolores, xenoblásticos a subidioblásticos, com geminação polissintética discreta e parcialmente

substituídos por pequenos cristais de clinozoisita (Fig. 3.5E, F).

Quartzo perfaz até 5% do volume da rocha. É xenoblástico e só foi encontrado em algumas

seções desse litotipo.

Titanita é rara na rocha, em proporções menores do que 5% da moda. Normalmente configura

envoltórios de tonalidades amarronzadas ao redor de minerais opacos. É comum observar tais

envoltórios próximos aos agregados de clinozoisita.

Minerais opacos ocorrem esporadicamente, em proporções inferiores a 5% do volume da

rocha. Atingem até 0,3 mm de tamanho. Maior proporção de minerais opacos foi encontrada na lâmina

FS3-C13-48m (10%).


33

Carbonatos ocorrem apenas na lâmina FS3-C13-48m, associando-se ao epidoto e opacos.

Nesta lâmina perfazem 35% do volume, porém, em termos gerais, são escassos ou ausentes nesta

unidade litológica.

Figura 3.5- Fotomicrografias de rochas metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros. A: e B: Acículas de

actinolita associada à clorita e pequenos prismas de clinozoisita (MPC3-C8-3m). Luz polarizada cruzada. C:

Actinolita associada a agregados granulares de clinozoisita (MPC10-C8-1,2m). Luz polarizada cruzada. D:

Epidoto ss. associado a carbonato e opacos F3-C13-48m). Luz polarizada cruzada. E: Prismas delgados de

actinolita associados a cristais de plagioclásio (P034). Luz polarizada cruzada. F: Idem figura anterior (P034).

Luz polarizada cruzada. Act: actinolita, Chl: clorita, Csz: clinozoisita, Ep: epidoto, Cb: carbonato, Opq: opacos,

Pl: plagioclásio.


34

3.2.3- Rochas Encaixantes

As rochas metaultramáficas e metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros (CCB) são

observadas em contato com xistos pelíticos e máficos do Grupo Nova Lima a noroeste, nordeste e

sudeste, enquanto a sudoeste o CCB ocorre em contato com quartzitos da Formação Moeda (Grupo

Caraça).

Xistos – Grupo Nova Lima

As rochas desta unidade ocorrem circundando o Corpo Córrego dos Boiadeiros em sua quase

totalidade. O contato entre tais unidades é de difícil caracterização, haja vista o avançado estágio de

intemperismo nestas rochas e, em campo, são observadas principalmente em ravinas ou voçorocas.

Subdividem-se em xistos pelíticos e xistos máficos.

Os xistos pelíticos constituem rochas de colorações acinzentadas quando preservadas, ou com

tons amarronzados a avermelhados quando em acentuado grau de intemperismo. Localmente são

observadas concentrações de óxido de ferro nestas rochas. No que tange à composição, estes litotipos

aparentam portar minerais micáceos, provavelmente muscovita, que define a foliação da rocha. São

observados também cristais de quartzo em menor quantidade. Em termos estruturais, essas rochas

possuem foliação orientada segundo a direção NNW a NE, com mergulhos em ângulos moderados a

altos para ENE e SE.

Os xistos máficos, ou xistos verdes, ocorrem na porção situada a E-NE do Corpo Córrego dos

Boiadeiros. Macroscopicamente são rochas de estrutura foliada a maciça, coloração esverdeada e de

mineralogia fina, de difícil caracterização mesoscópica.

Quartzito – Formação Moeda

O quartzito, pertencente à Formação Moeda (Grupo Caraça, Supergrupo Minas) faz contato

com o Corpo Córrego dos Boiadeiros na sua porção sudoeste. O contato se dá por uma falha de

empurrão de direção NW-SE que intercala níveis metamáficos, metaultramáficos e quartzíticos.

As principais exposições do quartzito são amplamente observadas na Serra, ou Sinclinal,

Moeda (Fig. 3.2A). Macroscopicamente constituem rochas esbranquiçadas a acinzentadas quando

preservadas, ou avermelhadas quando com algum grau intempérico.


35

Localmente são observados níveis conglomeráticos, compostos por grânulos subangulares a

subarredondados de quartzo. Intercalações métricas de filito cinza são observadas. Estas ocorrem

como lentes posicionadas em meio ao quartzito.

Microscopicamente as rochas quartzíticas são compostas predominantemente por quartzo (Fig.

3.6A e B), enquanto muscovita é observada em algumas amostras, constituindo termos mais foliados

(Fig. 3.6C). Zircão ocorre como finos grãos no quartzito (Fig. 3.6B). Em setores de grande

proximidade com as rochas metaultramáficas e metamáficas do CCB é comum notar o enriquecimento

destas rochas em carbonato (Fig. 3.6D).

Figura 3.6- Fotomicrografias do quartzito espacialmente associado ao Corpo Córrego dos Boiadeiros. A: e B:

Porção rica em quartzo e zircão na figura B. Luz polarizada cruzada. C: Nível com foliação metamórfica

proeminente, marcada pela orientação de muscovita. Luz polarizada cruzada. D: porção rica em carbonato. Luz

polarizada cruzada. Cb: carbonato, Qz: quartzo, Ms: muscovita, Zr: zircão.

3.3- PERFIS DE SOLO

A geologia do Corpo Córrego dos Boiadeiros (CCB) também é caracterizada pela presença de

extensos mantos de intemperismo sobrepostos às rochas que compõem o CCB (Fig. 3.7A). Segundo


36

Costa (1995) há um notável potencial de acumulação de elementos de interesse econômico como Cr e

Ni derivados da fonte metaultramáfica. A descrição dos perfis de solos representativos, bem como dos

horizontes pedogenéticos que compõem estes perfis servem como base para os estudos geoquímicos e

de balanço de massa que estão apresentados no capítulo 6.

Para descrição dos horizontes, adotou-se mesmo critério de nomenclatura de Lacerda et al.

(2002), o qual descreve o perfil da base para o topo como Fácies Rocha Sã (Horizonte R ou rocha

fresca), Fácies Alterito (Horizonte C ou saprólito), Fácies de Transição (Horizonte B) e Fácies Sólum

(Horizonte A).

Os perfis de solo que ocorrem no CCB possuem espessuras decimétricas a métricas (Fig.

3.7B) e em algumas regiões do corpo são observadas cangas lateríticas de tonalidades escuras nas

porções superiores dos perfis (Fig. 3.7C). Os horizontes A, B e C são observados na maior parte dos

perfis analisados, ao passo que a Fácies Rocha Sã (Horizonte R) é encontrada principalmente em

testemunhos de sondagens que alcançam as porções sotopostas aos perfis.

Figura 3.7- Características de campo dos perfis de solos estudados. A: Manto de intemperismo (cores

amarronzadas) no topo do corpo metaultramáfico situado na Mina Pedras Congonhas. B: Manto de intemperismo

ilustrando os horizontes pedogenéticos estudados. C: Canga laterítica no topo do perfil (martelo de escala).

A Fácies Rocha sã (Horizonte R) corresponde à unidade litológica serpentinito, a qual foi

descrita anteriormente no presente capítulo.


37

A Fácies Alterito (Horizonte C) corresponde a um saprólito de coloração marrom a

acinzentada. Este horizonte é composto por porções compactas da rocha fresca (serpentinito), as quais

ainda mostram grãos remanescentes de serpentina, envoltos por porções compostas por materiais mais

intemperizados. Também são observados veios de antigorita (serpentina) remanescente do protólito. O

padrão de Difração de Raios-X (DRX) indica a presença de talco, magnetita, antigorita e cromita neste

horizonte (Figura 3.8).

A Fácies de Transição (Horizonte B) é caracterizada como um horizonte de tonalidades

amarronzadas situadas acima da Fácies Alterito. O padrão de DRX deste horizonte difere do horizonte

subjacente devido a ausência de magnetita e a presença de caulinita, gibbsita e goetita (Figura 3.8).

A Fácies Sólum (Horizonte A) corresponde ao horizonte superior do manto de intemperismo

derivado do protólito metaultramáfico. Este horizonte é composto por um solo marrom avermelhado, o

qual possui pequenos fragmentos em sua porção basal gradando para materiais totalmente friáveis no

topo do horizonte. A Fácies Sólum é caracterizada pelo desaparecimento da maior parte dos minerais

provenientes do protólito, a exceção da cromita, bem como pela presença de goetita, gibbsita e

caulinita (Figura 3.8).

Figura 3.8- Padrões de Difração de Raios-X (radiação CuKα) das fácies Alterito, Transição e Sólum. Atg:

antigorita, Chr: cromita, Gbs: gibsita, Go: goetita, Kln: caulinita, Mag: magnetita, Tlc: talco.


38

CAPÍTULO 4

QUÍMICA MINERAL

4.1- INTRODUÇÃO

Neste capítulo são expostos dados de química mineral obtidos através de análises via

microscópio eletrônico de varredura (MEV) com espectrômetro de dispersão de energia (EDS)

acoplado. Este equipamento pertence ao Laboratório de Microanálises do DEGEO/UFOP.

As análises foram realizadas em cristais de anfibólio, clorita, flogopita, plagioclásio, além dos

minerais opacos, tais quais pirrotita, pentlandita, cobaltita, magnetita e cromita. Para fins de

comparação com as cromitas estudadas nesta dissertação, foram compilados dados de Microssonda

Eletrônica (MSE) referentes às cromitas estudadas por Costa (1995) na região do CCB.

Os resultados obtidos para os minerais supracitados, à exceção dos minerais opacos, foram

tratados no software Minpet (Richard 1995). A partir do uso deste software foram calculadas as

porcentagens catiônicas e as fórmulas estruturais dos minerais. No que tange os minerais opacos,

utilizou-se o conjunto de tabelas descritas por Deer et al. (1992).

Seguindo as considerações de Leake et al. (1997), o teor de Fe3+

foi calculado para os

anfibólios. Nos demais casos apresentou-se os resultados com teores de Fe2+

. Os dados de MEV

gerados na presente dissertação podem ser observados no Anexo V.

4.2- ANFIBÓLIO

Os cristais analisados na presente dissertação são pertencentes aos litotipos clorita-tremolita

xisto, tremolita-serpentina granofels e clinozoisita-actinolita granofels. Totalizam-se 21 pontos

analisados via MEV-EDS, dos quais 10 nos litotipos metaultramáficos e 11 no litotipo metamáfico.

Para cálculo da fórmula estrutural dos anfibólios, seguiu-se os conceitos de Leake et al. (1997).

Por meio da Figura 4.1, observa-se as composições projetadas dos 5 pontos analisados nos

litotipos clorita-tremolita xisto (F3-C26-98,7m) e dos 5 pontos analisados no litotipo tremolita-

serpentina granofels (PC-002) no diagrama de Leake et al. (1997). De acordo com esta figura, nota-se

que os anfibólios pertencentes aos termos metaultramáficos do Corpo Córrego dos Boiadeiros plotam

sem sua totalidade no campo da tremolita, o que sugere alto teor de sílica total (7,5 ~ 8) além de alto

teor Mg/(Mg + Fe2+

) (superior a 0,8).


40

Figura 4.1- Classificação dos clinoanfibólios pertencentes aos litotipos metaultramáficos do Corpo Córrego dos

Boiadeiros segundo o diagrama de Leake et al. (1997).

Com base na Figura 4.2, observa-se os 11 pontos analisados para o litotipo clinozoisita-

actinolita granofels (F10-C2-16,1m e F10-C1-11,7m) plotados no diagrama de Leake et al. (1997).

Com base no exposto, observa-se que os anfibólios pertencentes ao termo metamáfico do Corpo

Córrego dos Boiadeiros plotam em sua totalidade no campo da actinolita, o que indica razão Mg/(Mg

+ Fe2+

) inferior quando comparado aos anfibólios dos termos metaultramáficos.

Figura 4.2- Classificação dos clinoanfibólios pertencentes aos litotipo metamáfico do Corpo Córrego dos

Boiadeiros segundo o diagrama de Leake et al. (1997).


41

4.3- CLORITA

Os cristais analisados neste capítulo ocorrem em ambos litotipos metaultramáficos e

metamáficos. Foram realizados 4 pontos via MEV/EDS em cloritas no litotipo metaultramáfico

clorita-tremolita xisto, bem como 7 pontos no litotipo metamáfico clinozoisita-actinolita granofels.

Para o cálculo das fórmulas estruturais dos minerais utilizou-se base anidra e 28 oxigênios

equivalentes por fórmula. As análises químicas podem ser conferidas no Anexo V.

A clorita analisada no clorita-tremolita xisto (litotipo metaultramáfico) possuem os maiores

teores de Mg e os menores teores de Fe dentre as analisadas. A fórmula estrutural média destas cloritas

é (Mg8,16Fe2+

0,58Al3,04)(Si5,65Al2,35)O28 e são pertencentes à série do clinocloro. Já as cloritas analisadas

no clinozoisita-actinolita granofels (litotipo metamáfico) exibem teores consideravelmente inferiores

de Mg e superiores de Fe. A fórmula estrutural média das cloritas pertencentes ao litotipo metamáfico

é (Mg4,5Fe2+

3,1Al3,3)(Si5,9Al2,1)O28 e são pertencentes à série das picnoclorita.

4.4- FLOGOPITA

A flogopita foi observada em duas seções delgadas pertencente ao litotipo metaultramáfico

clorita-tremolita xisto. Para realização do cálculo da fórmula unitária do mineral, foram realizados

cinco pontos de MEV/EDS adotando-se base anidra e um total de 22 oxigênios equivalentes por

fórmula. A fórmula estrutural da média das cinco análises de flogopita é

(K1,55Na0,177)(Mg4,77Fe2+

0,737Ti0,09Al0,38)(Si5,63Al2,37)O22 e são caracterizadas como os membros mais

magnesianos da série isomorfa flogopita-anita (Fig. 4.3). As análises químicas por MEV/EDS

encontram-se no Anexo V.

Figura 4.3- Classificação das flogopitas pertencentes ao litotipo clorita-tremolita xisto (amostra F3-C26-98,7m).


42

4.5- PLAGIOCLÁSIO

Foram analisados 15 pontos de plagioclásio, dos quais 10 no centro e 5 na borda dos grãos,

pertencentes ao litotipo metamáfico clinozoisita-actinolita granofels (Anexo V). É comum notar que a

maior parte dos plagioclásios pertencentes ao clinozoisita-actinolita granofels se encontram

substituídos por clinozoisita (vide capítulo 3), porém, para realização da análise via MEV/EDS

buscou-se analisar tão somente os grãos não substituídos.

Embora realizadas análises de centro e borda de grão, verificou-se variação ínfima nos teores

de Ca e Na optando-se assim por tratar todos os pontos em conjunto. Com base na Figura 4.4, observa-

se que todos os grãos analisados plotam no campo da albita, isto é, possuem baixos teores de anortita,

os quais variam de 1% a 5% da composição química do mineral (An1 – An5). Devido à pouca variação

química da qual estes minerais são dotados, verifica-se superposição de pontos no diagrama

representado pela Figura 4.4. A fórmula estrutural média dos plagioclásios é Na0,948Ca0,05Al1,01Si 3,04O8.

Figura 4.4- Classificação dos plagioclásios pertencentes ao litotipo metamáfico do Corpo Córrego dos

Boiadeiros segundo os componentes Or: ortoclásio, Ab: albita e An: anortita (amostra P034).

4.6- MINERAIS OPACOS

Os minerais opacos analisados quimicamente são óxidos e sulfetos. Estes minerais foram

encontrados principalmente nos litotipos serpentinito e tremolita-serpentina granofels. Os sulfetos

encontrados foram pirrotita (2 pontos analisados), pentlandita (3 pontos analisados) e cobaltita (3


43

pontos analisados). Já para os óxidos, foram encontrados magnetita (10 pontos analisados) e cromita

(10 pontos analisados). As análises de química mineral por MEV/EDS estão discriminadas no anexo

V.

No que tange aos sulfetos, pentlandita (Fig. 4.5A, C) possui composição média de 28,3% de

Ni, 24,4% de Fe e 47,3% de S, pirrotita (Fig. 4.5C) possui composição média de 45,8% de Fe e 54,2%

de S e cobaltita (Fig. 4.5A) possui composição média de 24,1% de Co, 37,5% de As, 32,4% de S,

2,6% de Fe e 3,4% de Ni. Com relação aos óxidos, magnetita (Fig. 4.5A, 4.5B e 4.5C) possui teores

médios de 8,4% de Cr, constituindo cromo-magnetita nos termos mais enriquecidos em Cr. Cromita

(Fig. 4.5B, C) possui teores razoáveis de MgO e Al2O3 em sua composição. A figura 4.5D ilustra um

mapa composicional de enxofre (S), níquel (Ni), cromo (Cr) e ferro (Fe) para os minerais opacos

supracitados.

Figura 4.5- Imagens de elétrons retroespalhados dos minerais opacos. A: Magnetita, pentlandita e cobaltita. B:

magnetita envolvendo núcleos de cromita. C: Pentlandita associada a pirrotita e magnetita cingindo cromita. D:

Mapa composicional da imagem C. Mag: magnetita, Chr: cromita, Cob: cobaltita, Pn: pentlandita, Po: pirrotita.

No que tange à classificação química de cromita, utilizou-se o diagrama de classificação do

grupo dos espinélios de Deer et al. (1992) (Fig. 4.6). Por meio deste diagrama, verifica-se que a

cromita pertencente aos metaultramafitos do CCB plota no campo da cromita propriamente dita,

porém com variações discretas entre os intervalos da magnésio-cromita e da cromita de alumínio.


44

Figura 4.6- Classificação de cromita pertencente aos metaultramafitos do Corpo Córrego dos Boiadeiros

segundo o diagrama do grupo dos espinélios de Deer et al. (1992).

Para finalidade de comparação e verificação dos dados químicos gerados via MEV/EDS,

optou-se por compilar os dados de MSE referentes à cromita estudada por Costa (1995). A tabela 4.1

mostra os teores químicos obtidos por este autor. O diagrama de filiação tectônica de cromititos

proposto por Irvine (1967) (Fig. 4.7) mostra os dados de cromita desta dissertação e de Costa (1995).

Por meio deste diagrama observa-se que grande parte dos cristais analisados neste estudo possuem

composições químicas semelhantes às estudadas por Costa (1995). Além disso, nota-se que todas as

cromitas analisadas possuem afinidade com complexos ígneos estratiformes, ou acamadados (Fig.4.7).

Tabela 4.1- Composição química das cromitas do Corpo Córrego dos Boiadeiros estudadas por Costa (1995).

SiO2 TiO2 Al2O3 Cr2O3 Fe2O3 MgO MnO FeO NiO ZnO Total

CS-156 (1 grão) 0,07 0,36 14,57 47,24 6,01 9,24 0,56 18,92 0,08 0,41 97,46

CS-169 (média 2 grãos) - 1,04 15,56 39,99 7,73 7,73 1,6 25,5 0,09 0,71 99,96

CS-236

(média 4 grãos) 0,06 0,38 17,05 44,84 5,35 8,18 1 20,71 0,04 0,44 98,06

CS-289 (média 3 grãos) 0,05 0,38 17,56 46,15 3,98 8,67 0,72 20,48 0,08 0,26 98,33

CS-313A (1

grão) 0,02 2,19 9,69 37,08 14,64 0,97 2,76 30,34 0,31 0,78 98,79


45

Figura 4.7- Diagrama de associação tectônica de cromititos de Irvine (1967) ilustrando cromita deste estudo e

cromitas de Costa (1995).


46

CAPÍTULO 5

LITOGEOQUÍMICA

5.1- INTRODUÇÃO

O presente capítulo tem por objetivo apresentar e discutir os dados referentes ao estudo

geoquímico do Corpo Córrego dos Boiadeiros. Foram analisados elementos maiores, menores, traço e

terras raras de 17 amostras, conforme discriminado nas Tabelas 5.1, 5.2 e 5.3. Compõem os

representantes metaultramáficos três amostras de serpentinito, três de esteatito, três de clorita-tremolita

xisto e quatro de tremolita-serpentina granofels, ao passo que quatro amostras de clinozoisita-

actinolita granofels correspondem ao litotipo metamáfico.

Ressalta-se a dificuldade do estudo geoquímico de rochas desta natureza, uma vez que são

facilmente susceptíveis a processos metassomáticos e de intemperismo, os quais atuam na modificação

drástica da composição química original. Ademais, regiões contendo venulações quimicamente

contrastantes, como veios de carbonatos, são comuns nestas rochas e podem interferir em uma análise

precisa. As amostras foram retiradas de testemunhos de sondagem entre os intervalos de 0,30m a 98m,

à exceção da amostra PVM-33, coletada em superfície. Para todas as amostras coletaram-se porções de

maior homogeneidade com intuito de evitar discrepâncias químicas devido à presença de veios de

composição quimicamente contrastante.

Para finalidade de comparação e interpretação geoquímica entre as rochas deste estudo e

rochas ultramáficas e máficas de outras localidades, utilizaram-se dados de Jackson (1967), Frey et al.

(1971), Lahaye et al. (1995), Zuchetti (1998), Goulart & Carneiro (2008) e Lima et al. (2015).

5.2- LITOGEOQUÍMICA DE ROCHAS METAULTRAMÁFICAS

As rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros possuem de 41 a 55 % em peso

de SiO2, 20 a 35 % de MgO, além de teores baixos de CaO (< 6%), TiO2 (< 0,25%) e alto percentual

de perda ao fogo (LOI – até 12%). Além disso, observam-se valores abaixo do limite de detecção de

Na2O, K2O e P2O5 para grande parte das amostras analisadas.

Os valores mais elevados de CaO (4 a 6 % em peso) correspondem aos litotipos clorita-

tremolita xisto e esteatito. Este enriquecimento em CaO pode ser justificado, respectivamente, pela

grande presença de tremolita e carbonato nestas rochas.


48

Tabela 5.1- Composição química (% em peso) de elementos maiores e menores das rochas metaultramáficas e metamáficas deste estudo.

Serpentinito Clorita-tremolita xisto Esteatito Tremolita-serpentina granofels Actinolita-clinozoisita granofels

F10-

C10-

46m

F10-

C12-

53,7m

F16-

C7-

30m

F3-

C26-

98,7m

F3-

C19-

72,4m

F3-

C23-

85,6m

PVM-

33

FS7-

C24-

95m

PC-

F12-

15-0m

PC-

F6-13-

2,15m

PC-

F9A-

4-

0,34m

PC-

F2A-

18-

2,71m

PC-

F21-4-

0,75m

FS25-

C5-

3,01m

PC-

F3-8-

3m

F10-

C2-

16,1m

F20-

C3-

25m

SiO2 41,93 45,76 45,22 53,25 54,67 52,29 53,71 53,10 53,46 54,44 53,82 52,69 54,13 49,39 47,10 46,76 46,27

TiO2 0,03 0,08 0,03 0,25 0,20 0,25 0,21 0,12 0,03 0,09 0,08 0,08 0,10 0,11 0,09 0,14 0,10

Al2O3 1,23 2,07 1,02 5,24 4,50 5,10 4,30 4,71 0,92 2,57 2,69 4,58 2,88 17,44 18,90 18,11 21,42

FeOta 12,01 4,89 4,46 8,73 8,70 8,88 6,14 6,32 4,39 5 5,65 6,59 6,30 4,79 4,16 6,70 3,44

MnO 0,12 0,16 0,07 0,16 0,11 0,12 0,11 0,15 0,17 0,10 0,13 0,11 0,12 0,12 0,09 0,20 0,15

MgO 30,58 33,02 35,01 20,24 20,73 20,69 22,66 24,58 26,86 26,67 26,85 25,66 26,70 10,50 13,10 10,35 10,94

CaO 0,02 0,18 0,02 3,86 3,96 5,64 5,47 2,79 2,79 1,58 1,48 1,60 0,80 11,52 6,27 8,93 10,47

Na2O < 0,01 0,01 < 0,01 0,06 0,03 0,26 0,07 0,02 < 0,01 0,01 < 0,01 < 0,01 < 0,01 0,81 0,94 0,60 0,49

K2O < 0,01 < 0,01 < 0,01 0,95 < 0,01 < 0,01 < 0,01 < 0,01 < 0,01 < 0,01 < 0,01 < 0,01 < 0,01 0,07 3,38 3,14 0,61

P2O5 < 0,01 < 0,01 < 0,01 0,02 0,01 0,03 0,01 < 0,01 < 0,01 0,01 < 0,01 < 0,01 < 0,01 < 0,01 < 0,01 < 0,01 < 0,01

Cr2O3 1,07 0,46 0,67 0,33 0,26 0,23 0,32 0,42 0,06 0,50 0,51 0,41 0,47 0,04 0,13 0,03 0,09

LOIb 10,90 12,20 12,30 5,50 5,50 5,10 5,80 6,60 10,30 7,00 7,70 7,10 7,30 4,50 5,00 3,90 5,40

Total 99,44 99,43 99,41 99,63 99,64 99,63 99,59 99,58 99,55 99,54 99,55 99,55 99,54 99,80 99,65 99,60 99,77

CaO/Al2O3 0,02 0,09 0,02 0,74 0,88 1,11 1,27 0,59 3,03 0,61 0,55 0,35 0,28 0,66 0,33 0,49 0,49

Al2O3/TiO2 41,00 25,88 34,00 20,96 22,50 20,40 20,48 39,25 30,67 28,56 33,63 57,25 28,80 158,50 210 129,30 214,20

<: abaixo do limite de detecção.

a: Todo o Fe calculado como FeO.

b: Loss of Ignition, ou perda ao fogo.


49

Tabela 5.2- Composição química (ppm) de elementos traços das rochas metaultramáficas e metamáficas.

Serpentinito Clorita-tremolita xisto Esteatito Tremolita-serpentina granofels Actinolita-clinozoisita granofels

F10-

C10-

46m

F10-

C12-

53,7m

F16-

C7-

30m

F3-C26-

98,7m

F3-C19-

72,4m

F3-C23-

85,6m

PVM-

33

FS7-

C24-

95m

PC-

F12-

15-0m

PC-F6-

13-

2,15m

PC-

F9A-4-

0,34m

PC-

F2A-

18-

2,71m

PC-

F21-

4-

0,75m

FS25-

C5-

3,01m

PC-F3-

8-3m

F10-

C2-

16,1m

F20-

C3-

25m

Ni 1649 529 1158 406 383 811 507 426 421 497 498 471 554 212 215 195 173

Sc 8 21 9 23 20 18 32 25 18 23 25 27 27 23 20 24 17

Ba 2 2 < 1 55 1 3 3 2 3 1 2 3 1 38 962 1176 198

Be < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1

Co 129,4 89,5 79,2 72,3 64,7 87,2 71,2 61,1 56,7 65,7 69,1 80,6 83,7 52,8 40,6 38,7 32,8

Cs 0,3 1,9 < 0,1 15,6 0,2 0,3 < 0,1 0,2 1 1 2,6 1,8 3,2 0,2 4,6 3,9 1,8

Ga 1,4 1,6 1,1 4,7 3,9 4,6 3,6 3,6 < 0,5 2 2,2 3,3 2 11,4 8,8 10,9 10,1

Hf < 0,1 0,1 < 0,1 0,5 0,4 0,6 0,4 0,1 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 0,1 < 0,1 0,2 0,1

Nb < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 0,3 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1

Rb 0,3 0,7 < 0,1 80,4 0,2 0,3 < 0,1 < 0,1 2,3 0,3 1 0,4 1,1 2,4 124,2 130,4 22,5

Sn < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 31 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1

Sr 0,5 1,1 < 0,5 9 6 10,3 1,2 1,3 5,6 0,5 0,8 2,4 0,6 83,4 98,1 98,1 170,9

Ta < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1

Th < 0,2 < 0,2 < 0,2 0,3 0,3 0,3 < 0,2 < 0,2 < 0,2 < 0,2 < 0,2 < 0,2 < 0,2 < 0,2 < 0,2 < 0,2 < 0,2

U < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1

V 42 70 36 99 84 100 134 97 35 75 78 103 93 95 72 99 70

Zr 2,6 3,9 0,8 15,5 12,2 22,6 12,6 4 5 3,1 2 2,4 2,4 5,5 3,5 6,5 5

Y 0,7 1,6 0,6 6,1 4,7 6,7 41,2 2,1 1,1 1,6 1,5 1,9 1,6 3,1 2,3 3,7 2,2

<: abaixo do limite de detecção


50

Tabela 5.3- Composição química (ppm) de elementos terras das rochas metaultramáficas e metamáficas.

Serpentinito Clorita-tremolita xisto Esteatito Tremolita-serpentina

Granofels

Actinolita-clinozoisita

Granofels

F10-

C10-

46m

F10-

C12-

53,7m

F16-

C7-

30m

F3-C26-

98,7m

F3-

C19-

72,4m

F3-

C23-

85,6m

PVM-

33

FS7-

C24-

95m

PC-

F12-

15-

0,2m

PC-

F6-

13-

2,15m

PC-

F9A-

4-

0,34m

PC-

F2A-

18-

2,71m

PC-

F21-

4-

0,75m

FS25-

C5-

3,01m

PC-

F3-

8-3m

F10-

C2-

16,1m

F20-

C3-

25m

La 0,2 0,7 0,2 1,6 0,9 2,6 7,2 0,2 0,5 0,3 0,3 0,5 0,4 0,5 0,5 1,1 0,7

Ce 0,3 0,6 0,3 3,5 2,4 5,1 1,4 0,5 0,4 0,5 0,5 0,4 0,4 0,8 1,1 1,8 0,8

Pr 0,03 0,08 0,03 0,47 0,37 0,65 1,51 0,06 0,14 0,05 0,05 0,04 0,04 0,10 0,07 0,19 0,10

Nd < 0,3 0,4 < 0,3 2,1 1,9 2,7 6,6 0,4 < 0,3 0,4 0,3 0,4 0,0 0,6 0,4 0,8 0,5

Sm <0,05 0,08 <0,05 0,58 0,38 0,67 1,50 0,09 <0,05 <0,05 <0,05 0,06 0,07 0,13 0,08 0,15 0,10

Eu <0,02 0,04 <0,02 0,17 0,19 0,29 0,52 0,03 <0,02 0,03 <0,02 0,0 0,04 0,15 0,07 0,21 0,63

Gd 0,07 0,16 0,05 0,86 0,59 1,00 2,94 0,23 0,07 0,17 0,12 0,15 0,15 0,25 0,26 0,36 0,21

Tb 0,02 0,03 <0,01 0,15 0,10 0,18 0,57 0,05 0,02 0,03 0,03 0,04 0,03 0,06 0,05 0,07 0,06

Dy 0,18 0,24 0,10 0,89 0,75 1,15 3,76 0,38 0,16 0,27 0,21 0,33 0,21 0,44 0,32 0,55 0,37

Ho 0,03 0,05 <0,02 0,21 0,16 0,24 0,93 0,09 0,03 0,05 0,05 0,07 0,06 0,09 0,06 0,11 0,09

Er 0,09 0,15 0,07 0,65 0,46 0,70 2,65 0,29 0,10 0,15 0,20 0,25 0,19 0,32 0,27 0,41 0,25

Tm 0,01 0,02 <0,01 0,10 0,08 0,11 0,38 0,05 0,02 0,03 0,03 0,04 0,03 0,04 0,03 0,06 0,04

Yb 0,12 0,18 <0,05 0,64 0,47 0,72 2,36 0,32 0,13 0,21 0,23 0,34 0,17 0,31 0,21 0,49 0,32

Lu 0,02 0,03 0,01 0,10 0,08 0,12 0,39 0,05 0,02 0,03 0,03 0,05 0,03 0,06 0,05 0,07 0,04

ETRL 0,53 1,86 0,53 8,25 5,95 11,72 18,21 1,25 1,04 1,25 1,15 1,40 0,91 2,13 2,14 4,04 2,20

ETRP 0,54 0,90 0,23 3,77 2,88 4,51 14,50 1,49 0,55 0,97 0,90 1,27 0,91 1,72 1,32 2,33 2,01

ETRL/ETRP) 0,98 2,07 2,30 2,19 2,07 2,60 1,26 0,84 1,89 1,29 1,28 1,10 1,00 1,24 1,62 1,73 1,09

Eu/Eua - 1,08 - 0,74 1,23 1,08 0,76 0,64 - - - - 1,19 2,54 1,48 2,76 13,29

La/YbN 1,13 2,63 - 1,69 1,29 2,44 2,06 0,42 2,60 0,97 0,88 0,99 1,59 1,09 1,61 1,52 1,48

Gd/YbN 0,47 0,72 - 1,09 1,02 1,13 1,01 0,58 0,44 0,66 0,42 0,36 0,72 0,65 1,00 0,60 0,53

<: abaixo do limite de detecção. -: parâmetro não calculado por falta de teores representativos.

a: Eu/Eu = EuN/[(EuN)(GdN)]1/2 a partir de Taylor & McLennan (1985). Razões normalizados com base no condrito de Sun & McDonugh (1989).


51

As rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros apresentam, invariavelmente,

grande perda por calcinação. Tal fato se deve à ocorrência de minerais hidratados como constituintes

das paragêneses minerais, tais como serpentina, anfibólio, talco, clorita, além de carbonatos.

Dentre os parâmetros utilizados na caracterização geoquímica de suítes de rochas komatiíticas,

Viljoen & Viljoen (1969) e Arndt & Nisbet (1982) baseiam-se na razão CaO/Al2O3, que deve

necessariamente ficar entre 0,8 e 1. As rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros,

entretanto, possuem valores para a razão CaO/Al2O3 variados, entre 0,02 a 3,03 (Tabela 5.1). No

entanto, observa-se claramente que as maiores razões estão associadas aos litotipos esteatito (0,59 –

3,03) e clorita-tremolita xisto (0,74 – 1,1), ao passo que os menores valores (0,29 – 0,61) e (0,02 –

0,09) estão associados, respectivamente, aos litotipos tremolita-serpentina granofels e serpentinito.

Uma possível explicação para a variação destes valores seria a atuação metassomática, implicando em

diferentes taxas de mobilidades entre CaO e Al2O3 e, consequentemente, modificando o sistema

químico original de algumas amostras (Arndt 1994).

Outro parâmetro utilizado no estudo da gênese de rochas ultramáficas é a razão Al2O3/TiO2

(Nesbitt et al. 1979, Beswick 1982). Segundo estes autores, é possível enquadrar rochas de

composições komatiíticas em suítes desfalcadas ou não em alumínio, com vias à caracterização de

fonte mantélica. As rochas metaultramáficas do CCB possuem razões Al2O3/TiO2 que variam de 20 a

57 (Tabela 5.1). Observa-se que os maiores valores estão relacionados ao litotipo serpentinito (25 –

41) e tremolita-serpentina granofels (28 – 57), ao passo que os menores valores se referem aos

litotipos clorita-tremolita xisto (20 – 22) e esteatito (20 – 39). De modo geral, verifica-se que as

rochas deste estudo possuem composições semelhantes às das suítes não desfalcadas em Al2O3, uma

vez que grande parte das amostras possuem razões Al2O3/TiO2 superiores à razão condrítica (próximo

a 20). Apenas as amostras F3-C26-98,7m (clorita-tremolita xisto), F3-C23-85,6m (clorita-tremolita

xisto) e PVM-33 (esteatito) enquadram-se próximo ao campo da suíte komatiítica desfalcada em

alumínio.

Embora ocorram consideráveis variações químicas entre os litotipos metaultramáficos

estudados nesta dissertação, observa-se no diagrama de Jensen (1976), o qual relaciona as proporções

entre os cátions FeOt + TiO2 x Al2O3 x MgO, que estas rochas plotam invariavelmente no campo dos

peridotitos komatiíticos (Fig. 5.1A). No diagrama de Viljoen & Viljoen (1969), que por sua vez

correlaciona os óxidos MgO x CaO x Al2O3, se observa que as rochas metaultramáficas plotam de

igual maneira no mesmo campo (Fig. 5.1B).


52

Figura 5.1- Diagramas de classificação geoquímica de rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos

Boiadeiros. A: Diagrama catiônico triangular de Jensen (1976). B: Diagrama triangular de Viljoen & Viljoen

(1969).

As rochas metaultramáficas do CCB possuem de 406 a 1649 ppm de Ni, e até 1,07% em peso

de Cr2O3 (cerca de 8000 ppm), além de quantidades inferiores a 0,25% em peso de TiO2. A Figura 5.2

ilustra os diagramas Ni (ppm) x Cr (ppm), Cr (ppm) x TiO2 (% em peso) e Ni (ppm) x TiO2 (% em

peso) segundo Hallberg (1985) para as rochas metaultramáficas desta dissertação.

Com base no gráfico Ni (ppm) x Cr (ppm) (Fig. 5.2A), observa-se que a maior parte das

amostras analisadas plotam no campo de superposição entre komatiito (K) e sills acamadados de alto

magnésio (LMS). Algumas amostras tendem ao campo dos basaltos com alto magnésio (HMB). Isto se

deve, em parte, ao fato de que campos de diferentes características geoquímicas se superpõem

parcialmente nestes diagramas. Por fim, a amostra de serpentinito F10-C10-46m plota fora dos

campos propostos por Hallberg (1985), uma vez que possui acentuado valor de cromo (cerca de 8000

ppm).

A partir do diagrama Cr (ppm) x TiO2 (% em peso) (Fig. 5.2B) verifica-se que as amostras de

serpentinito e tremolita-serpentina granofels plotam invariavelmente no campo dos komatiitos

cumuláticos (CK). É possível observar que os litotipos esteatito e clorita-tremolita xisto também

plotam no campo do komatiitos cumuláticos (CK), porém na área de sobreposição ao campo dos

komatiitos (K) e dos sills acamadados de alto magnésio (LMS).


53

Figura 5.2- Diagramas de classificação geoquímica dos metaultramafitos do Corpo Córrego dos Boiadeiros. A:

Diagrama Ni (ppm) x Cr (ppm) de Hallberg (1985). B: Cr (ppm) x TiO2 (% em peso) de Hallberg (1985). C:

Diagrama Ni (ppm) x TiO2 (%em peso) de Hallberg (1985).


54

Com base no diagrama Ni (ppm) x TiO2 (% em peso) (Fig. 5.2C) observa-se novamente que as

amostras do CCB plotam na interface dos campos Komatiitos Cumuláticos (CK), Komatiitos (K) e

Sills Acamadados de Alto Magnésio (LMS). A amostra PC-F12-15-0m plota fora dos campos

propostos por Hallberg (1985) devido ao seu baixo conteúdo de Ni e TiO2.

Na Figura 5.3 é ilustrado o padrão de fracionamento de alguns elementos traços com base na

normalização pelo condrito de Thompson (1982). Para algumas amostras, elementos com valores

abaixo do limite de detecção não puderam ser representados por pontos. Além disso, as amostras

(PVM-33) e (F3-C26-98,7m) não foram inseridas neste diagrama uma vez que grande parte de seus

elementos estão abaixo do limite de detecção do equipamento (Tabelas 5.2 e 5.3).

De modo geral, as rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros tendem a exibir

um padrão de distribuição de elementos traços inferiores à razão condrítica. O litotipo mais

enriquecido em elementos traços é o clorita-tremolita xisto. Observa-se ainda que a maioria das

amostras analisadas possuem pronunciadas anomalias negativas de Ba e Sr, este último com razões

aproximadamente 10 vezes menores em relação ao condrito de Thompson (1982).

Figura 5.3- Diagrama de elementos traços normalizados pelo condrito de Thompson (1982) para as rochas

metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros.

Elementos Terras Raras

Elementos terras raras (ETR) são exímios marcadores de fontes e processos magmáticos. A

larga utilização destes elementos nos estudos petrogenéticos se deve ao fato de, após processos de

fusão parcial e cristalização fracionada, remanescerem com assinatura geoquímica similar ou idêntica


55

à sua fonte geradora. Além disso, são elementos que permanecem com suas características químicas

imutáveis ou ligeiramente intactas após processos metamórficos posteriores (Henderson 1984).

O estudo detalhado dos elementos terras raras, em específico no contexto do Corpo Córrego

dos Boiadeiros, se faz de grande importância uma vez que as características petrográficas e químicas

das rochas deste corpo sugerem transformações metamórficas e metassomáticas posteriores à sua

gênese magmática.

Na tabela 5.3 são indicados os valores de elementos terras raras obtidos para as rochas

metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros. Já a tabela 5.4 ilustra os valores de elementos

terras raras obtidos em rochas ultramáficas da literatura que foram utilizadas para comparação com

aquelas do CCB. Neste subitem, utilizou-se o condrito de Evensen et al. (1978) como padrão de

normalização para estes elementos.

Na figura 5.4 são observados os padrões de distribuição dos elementos terras raras para as

rochas metaultramáficas deste estudo, a saber, serpentinito, tremolita-serpentina granofels, esteatito e

clorita-tremolita xisto. Sobretudo no caso dos serpentinitos (Fig. 5.4A) nota-se que faltam, nos

gráficos, os pontos relativos a elementos cujo teor ficou abaixo do limite de detecção.

Para análise do padrão de distribuição ETR dos serpentinitos (Fig. 5.4A) ressalta-se que as

amostras F10-C10-46m e F16-C7-30m apresentam diversos elementos (e.g Nd, Sm, Eu, Ho, Tm, Yb)

com teores inferiores ao limite de detecção do equipamento utilizado. No geral observa-se que os

serpentinitos apresentam um padrão de distribuição subhorizontal e com valores normalizados

inferiores a 1 em relação ao condrito de Evensen et al. (1978). Uma exceção é o La da amostra F10-

C12-53,7m, que excede a razão condrítica. De modo geral, as amostras de serpentinito possuem leve

enriquecimento em elementos terras raras leves (ETRL) em relação aos pesados (ETRP) (razão La/Yb

= 1,13 – 2,63).

Para o tremolita-serpentina granofels (Fig. 5.4B) salientam-se valores de Sm e Eu abaixo do

limite de detecção nas amostras PC-F6-13-2,15m e PC-F9A-4-0,34m. Este litotipo possui padrão de

distribuição levemente côncavo e valores próximos a 1 em relação ao condrito de Evensen et al.

(1978). Nota-se leve aumento dos elementos terras raras pesadas (Gd – Lu) culminando com razões

superiores a 1 em Tm, Yb e Lu na amostra PC-F2A-18-2,71m. As razões La/Yb são menores do que 1

(= 0,88 – 0,99).


56

Tabela 5.4- Composição química de elementos terras-raras (em ppm) de rochas ultramáficas e metaultramáficas

retiradas da literatura.

Komatiito -

Barberton

Greenstone belt

(Lahaye et al. 1995)

Serpentinito -

Morro do Ferro

Greenstone belt

(Lima et al. 2015)

Peridotito -

Stillwater

(Jackson 1967)

Piroxenito -

Bushveld (Frey

et al. 1971)

Metapiroxenito

- Sequencia

Acamadada

Itaguara

(Goulart &

Carneiro 2008)

La 1,61 8,03 0,31 1 1,75

Ce 5,06 4,4 0,44 2,1 1,35

Pr 0,76 1,24 0,14 0,3 0,21

Nd 3,87 5,26 0,49 1,09 1,1

Sm 1,19 0,96 0,2 0,35 0,3

Eu 0,39 0,33 0,059 0,11 0,15

Gd 1,45 1,59 0,31 0,42 0,42

Tb 0,25 0,26 0,051 0,057 0,1

Dy 1,51 1,61 - - 0,69

Ho 0,33 0,35 0,081 0,074 0,15

Er 0,93 1,11 0,21 0,17 0,42

Tm 0,13 0,14 0,034 0,029 0,06

Yb 0,86 0,84 0,27 0,18 0,48

Lu 0,13 0,12 0,05 0,04 0,07

-: abaixo do limite de detecção.

No diagrama de normalização para o esteatito (Fig. 5.4C), nota-se que a amostra PC-F12-15-

0m exibe valores de Nd, Sm e Eu abaixo do limite de detecção. De modo geral, o esteatito possui

valores de fracionamento próximos a 1 em relação ao condrito, com padrão de distribuição

subhorizontal e com leve aumento dos ETRP. Uma exceção é a amostra PVM-33, a qual mantém o

mesmo padrão de fracionamento das demais amostras, porém com enriquecimento de ETR 10 vezes

acima do condrito. Nota-se ainda uma anomalia negativa de Ce pronunciada nesta amostra. Com

exceção da amostra FS7-C24-95m (razão La/Yb = 0,42), as demais amostras de esteatito possuem

razão La/Yb próximas a 2, sugerindo enriquecimento no elemento La, visto que este litotipo possui

aumento dos teores de ETRP.

O clorita-tremolita xisto possui padrão de fracionamento subhorizontal com moderado

arqueamento à esquerda, no campo dos ETRL (Fig. 5.4D). As rochas mostram razões de 3 a 9 vezes

superiores aos valores condríticos, além de leve anomalia de Sm. Ademais, possuem enriquecimento a

elementos terras raras leves empobrecimento em elementos terras raras pesadas (razão La/Yb = 1,29 –

2,44).


57

Figura 5.4- Diagrama de elementos terras raras (ETR) normalizados pelo condrito de Evensen et al. (1978) para

as rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros. A: Serpentinito. B: clorita-tremolita granofels. C:

esteatito. D: clorita-tremolita xisto.


58

Na figura 5.5 têm-se os padrões de fracionamento dos ETR das rochas metaultramáficas do

Corpo Córrego dos Boiadeiros (campo sombreado) em sobreposição ao padrão ETR de rochas

ultramáficas mundialmente conhecidas, bem como de litotipos ultramáficos de regiões próximas ao

CCB. Foram utilizados os dados do Peridotito do Complexo Stillwater – Estados Unidos (Jackson

1967), Piroxenito do Complexo de Bushveld – África do Sul (Frey et al. 1971), Komatiito do

greenstone belt Barberton – África do Sul (Lahaye et al. 1995), Serpentinitos derivados de rochas

ultramáficas vulcânicas do greenstone belt Morro do Ferro – Minas Gerais (Lima et al. 2015) e

Metapiroxenito da Sequência Acamadada de Itaguara – Minas Gerais (Goulart & Carneiro 2008). Os

respectivos teores de elementos terras raras destas rochas estão listados na Tabela 5.4.

De acordo com a figura 5.5, verifica-se que as rochas metaultramáficas do CCB possuem um

padrão de fracionamento de elementos terras raras similar às rochas intrusivas ultramáficas extraídas

da literatura (Peridotito Stillwater, Piroxenito Bushveld e Metapiroxenito da Sequência Acamadada de

Itaguara). Com exceção do peridotito de Stillwater os outros dois apresentam um leve enriquecimento

de ETR, não excedendo em 4 vezes o valor normalizador de Evensen et al. (1978). Além disso,

exibem padrões de fracionamento semelhantes, sub-horizontais a côncavos e que se superpõem à área

hachurada do CCB. Por outro lado, o padrão de distribuição do CCB difere do padrão das rochas

extrusivas retiradas da literatura. O komatiito do greenstone belt de Barberton exibe fracionamento de

ETR superior ao fracionamento ETR das rochas do CCB (em torno de 7 vezes o normalizador

condrítico) e um padrão de distribuição sub-horizontal a convexo, ao passo que o Serpentinito do

greenstone belt Morro do Ferro também possui um enriquecimento de todos os ETR (próximo a 10

vezes o normalizador condrítico).

Figura 5.5- Diagrama de elementos terras raras (ETR) normalizados pelo condrito de Evensen et al. (1978) para

as rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros (área sombreada) e rochas extraídas da literatura.


59

5.3- LITOGEOQUÍMICA DE ROCHAS METAMÁFICAS

O clinozoisita-actinolita granofels, representante metamáfico do Corpo Córrego dos

Boiadeiros, possui uma composição química relativamente homogênea. Nas quatro amostras

analisadas quimicamente (Tab. 5.1) o teor de SiO2, varia de 46,27 – 49,39% em peso. O Al2O3 de

17,44 a 21,42% e o FeOt de 3,44 – 6,70% em peso. Uma característica em comum a todas as amostras

analisadas é o alto teor de MgO em relação a litotipos de composição básica (superior a 10,35% em

peso para todas as amostras). Além disso, as rochas metamáficas do CCB possuem teores de MnO,

TiO2, Na2O e K2O baixos, em que a quase totalidade de tais óxidos se encontram abaixo de 1% em

peso. A maior variação química observada nestas rochas se refere ao teor de CaO, de 6,27 a 11,52%

em peso.

O diagrama de Jensen (1976), que relaciona as proporções entre os cátions de FeOt + TiO2 x

Al2O3 x MgO, mostra que, de modo geral, as rochas metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros

plotam no campo dos Tholeiítos de Alto Magnésio (Fig. 5.6) no limite do campo dos Basaltos

Calcioalcalinos (BC), com exceção da amostra F20-C3-25m, que plota neste último campo.

Figura 5.6- Diagrama triangular catiônico de Jensen (1976) de classificação geoquímica das rochas metamáficas

do Corpo Córrego dos Boiadeiros.

Por meio da Figura 5.7 que ilustra o diagrama TAS (Total Álcalis versus Sílica) de Le Bas et

al. (1986), observa-se que as amostras metamáficas deste estudo plotam no campo dos basaltos, o que

comprova a composição básica destes litotipos. Nota-se também que as amostras PC-F3-8-3m e F10-

C2-16,1m se sobressaem em termos de álcalis dentre as demais, devido ao maior teor de K2O.


60

Figura 5.7- Diagrama Total Álcalis versus Sílica de Le Bas et al. (1986) com a divisão de séries alcalinas e

subalcalinas segundo Irvine & Baragar (1971) para as rochas metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros.

Devido ao teor de MgO relativamente alto, verifica-se que as rochas plotam próximas ao

vértice deste óxido no diagrama AFM de Irvine & Baragar (1971) (Fig. 5.8), o que impossibilita a sua

caracterização como pertencentes à suíte tholeiítica ou à suíte calcioalcalina.

Figura 5.8- Diagrama triangular AFM a partir de Irvine & Baragar (1971).

Para caracterização do ambiente de formação das rochas metamáficas do Corpo Córrego dos

Boiadeiros utilizaram-se os diagramas discriminantes de Pearce et al. (1977) e de Meschede (1986),

ambos ilustrados na Figura 5.9.

Com base no diagrama de Pearce et al. (1977) (Fig. 5.9A), que correlaciona as variações de

FeOt x MgO x Al2O3, verifica-se que as rochas metamáficas do CCB plotam em sua totalidade no

interior do campo 3, o qual corresponde ao campo dos MORB (Mid Ocean Ridge Basalts).


61

De acordo com o diagrama de Meschede (1986) (Fig. 5.9B) que corelaciona as variações entre

Nb x Zr x Y, observa-se que as amostras analisadas plotam no campo D, relativo aos N-MORB e aos

basaltos de arcos vulcânicos.

Figura 5.9- Diagramas de ambiência tectônica das rochas metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros. A:

Diagrama triangular de Pearce et al. (1977). B: Diagrama triangular de Meschede (1986).

A Figura 5.10 mostra o padrão de fracionamento de elementos traços normalizados para o

condrito de Thompson (1982). Observam-se valores acentuados de Ba, Rb e Sr, os quais assinalam

razões superiores a 10 vezes o padrão condrítico, ao passo que os demais elementos exibem

fracionamento similar ao condrito. Uma possível explicação para as anomalias positivas de Ba, Rb e

Sr se deve à afinidade destes com a estrutura cristalina de plagioclásios, que são minerais encontrados

neste litotipo.

Figura 5.10- Diagrama de elementos traços normalizados pelo condrito (Thompson 1982) para as rochas

metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros.


62

Elementos Terras Raras

Segundo Henderson (1984), a utilização dos elementos terras raras no estudo da evolução de

fontes magmáticas permite estabelecer relações entre magmas cogenéticos após processos magmáticos

ou metamórficos posteriores. A utilização do estudo dos ETR nas rochas metamáficas do Corpo

Córrego dos Boiadeiros permitirá estabelecer comparações com os demais litotipos do CCB e elucidar

aspectos petrogenéticos influenciados por processos secundários.

A tabela 5.3 traz os teores dos elementos terras raras das rochas metamáficas do Corpo

Córrego dos Boiadeiros. A tabela 5.5 apresenta os valores de ETR de rochas ultramáficas e máficas da

literatura que foram utilizadas para comparação com as do CCB.

Tabela 5.5- Composição química de elementos terras-raras (em ppm) de rochas ultramáficas e máficas retiradas

da literatura.

Komatiito -

Barberton

Greenstone

belt (Lahaye et

al. 1995)

Serpentinito -

Morro do Ferro

Greenstone belt

(Lima et al.

2015)

Peridotito -

Stillwater

(Jackson

1967)

Piroxenito -

Bushveld

(Frey et al.

1971)

Metapiroxenito

- Sequencia

Acamadada

Itaguara

(Goulart &

Carneiro 2008)

Metabasalto Rio

das Velhas

Greenstone belt

(Zuchetti 1998)

La 1,61 8,03 0,31 1,0 1,75 8,75

Ce 5,06 4,4 0,44 2,1 1,35 16,5

Pr 0,76 1,24 0,14 0,3 0,21 2,0

Nd 3,87 5,26 0,49 1,09 1,1 8,49

Sm 1,19 0,96 0,2 0,35 0,3 2,06

Eu 0,39 0,33 0,059 0,11 0,15 0,63

Gd 1,45 1,59 0,31 0,42 0,42 2,03

Tb 0,25 0,26 0,051 0,057 0,1 0,37

Dy 1,51 1,61 - - 0,69 2,32

Ho 0,33 0,35 0,081 0,074 0,15 0,46

Er 0,93 1,11 0,21 0,17 0,42 1,39

Tm 0,13 0,14 0,034 0,029 0,06 0,21

Yb 0,86 0,84 0,27 0,18 0,48 1,36

Lu 0,13 0,12 0,05 0,04 0,07 0,22

-: abaixo do limite de detecção.

O padrão de fracionamento dos ETR da rocha metamáfica do Corpo Córrego dos Boiadeiros

(Fig. 5.11) mostra distribuição sub-horizontal a côncava, com valores de fracionamento

grosseiramente próximos a 1. Observa-se, porém, arqueamento em direção aos elementos terras raras

leves, sugerindo enriquecimento destes elementos em relação aos elementos terras raras pesados


63

(razão La/Yb > 1,09). Notam-se ainda pronunciadas anomalias positivas do elemento európio em

todas amostras (razão Eu/Eu* = 1,48 – 13,29), o que sugere a cristalização de plagioclásio neste

litotipo.

Figura 5.11- Diagrama de elementos terras raras (ETR) normalizados pelo condrito de Evensen et al. (1978)

para as rochas metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros.

A figura 5.12 mostra uma comparação entre a assinatura dos ETR das rochas metamáficas e

metaultramáficas do CCB com litotipos selecionados da literatura, a saber: Peridotito do Complexo

Stillwater – Estados Unidos (Jackson 1967), Piroxenito do Complexo de Bushveld – África do Sul

(Frey et al. 1971), Komatiito do greenstone belt Barberton – África do Sul (Lahaye et al. 1995),

Serpentinitos derivados de rochas ultramáficas vulcânicas do greenstone belt Morro do Ferro – Minas

Gerais (Lima et al. 2015), Metapiroxenito da Sequência Acamadada de Itaguara – Minas Gerais

(Goulart & Carneiro 2008) e Metabasalto do greenstone belt Rio das Velhas – Minas Gerais (Zuchetti

1998).

De acordo com a figura 5.12, constata-se notável similaridade entre o padrão de distribuição

(subhorizontal a côncavo) e o grau de fracionamento próximo a 1 entre as rochas metamáficas e

metaultramáficas do CCB. Excetua-se apenas o elemento európio, o qual assinala acentuado

enriquecimento nos termos metamáficos. O clinozoisita-actinolita granofels, termo metamáfico do

CCB, mostra padrão de fracionamento ETR similar aos termos intrusivos extraídos da literatura, com

razões semelhantes ao Peridotito de Stillwater (Jackson 1967), Piroxenito de Bushveld (Frey et al.

1971) e ao Metapiroxenito da Sequência Acamadada de Itaguara (Goulart & Carneiro 2008). As

amostras diferem dos termos extrusivos retirados da literatura, que assinalam fracionamento

consideravelmente superior ao padrão condrítico de Evensen et al. (1978), culminando em


64

enriquecimentos de até 40 vezes em relação ao condrito, como observado no Metabasalto do

greenstone belt Rio das Velhas (Zuchetti 1998).

Figura 5.12- Diagrama de elementos terras raras (ETR) normalizados pelo condrito de Evensen et al. (1978)

para as rochas metamáficas e metaultramáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros e rochas extraídas da literatura.

CAPÍTULO 6

BALANÇO DE MASSA

6.1- INTRODUÇÃO

Aspectos comumente considerados nos estudos petrogenéticos são as modificações

desencadeadas por processos posteriores, tais como o metassomatismo e a pedogênese. Estes

processos possuem significante importância devida não só à reconstrução da história geológica de uma

região, mas também a possíveis concentrações de elementos de valor econômico. O presente capítulo

versa sobre o estudo das variações químicas ocasionadas a partir dos processos metassomáticos e

pedogenéticos no contexto do Corpo Córrego dos Boiadeiros. Para tanto, utilizou-se como mecanismo

de estudo o método do balanço de massa, o qual quantifica modificações composicionais, de massa e

volume entre os objetos de estudo.

Nesta dissertação, utilizou-se o método de balanço de massa concebido por Gresens (1967) e

adaptado por Grant (1986) para quantificação dos processos metassomáticos, ao passo que se utilizou

o método de Millot & Bonifas (1955) para análise da variação química a partir dos processos de

pedogênese. O método de Grant (1986) foi utilizado na região do Quadrilátero Ferrífero por Fonseca

(2011), onde se analisou a atuação do metassomatismo em litotipos metaultramáficos situados no QF

com base em litotipos de referência previamente estudados no greenstone belt de Abitibi. Já o método

de Millot & Bonifas (1955) foi utilizado por Lacerda et al. (2002) no estudo, dentre outros, de perfis

pedogenéticos derivados de rochas ultramáficas situadas no greenstone belt de Lavras.

6.2- BALANÇO DE MASSA ENTRE ROCHAS

Conforme descrito na introdução do presente capítulo, o estudo de balanço de massa entre

litotipos tem por base a utilização do método de Grant (1986), que fora adaptado de Gresens (1967). O

método de Gresens (1967) utiliza como premissa básica que um dado componente que permaneceu

imóvel no processo de alteração e/ou substituição pode ser utilizado para determinar eventuais

mudanças de volume no sistema. Este método utiliza equações para o cálculo de ganhos e perdas para

rochas e minerais, a partir de dados de composições químicas e densidade relativa dos equivalentes

alterados e não alterados.

As relações entre perda e ganha de massa relativa irão se refletir no fator volume (fv). Segundo

Gresens (1967), quando fv = 1 não houve mudança no volume entre os litotipos, quando fv > 1 houve

acréscimo de volume no processo, ao passo que fv < 1 indica perda de volume relativo. Para tanto,


66

deve-se dispor de uma amostra não alterada, que atuará como material de referência, e uma amostra

alterada. Os cálculos baseados na equação de Gresens (1967) determinarão quais elementos a rocha

alterada ganhou ou perdeu em relação a rocha de referência.

A equação de Gresens (1967) para cálculo de balanço de massa é descrita abaixo (equação 1).

Xn = [fv (gB/g

A) Cn

B – Cn

A]a. (1)

Onde:

Xn: Mudança de massa no componente n;

fv: Fator volume;

g: gravidade específica (densidade relativa) da amostra;

Cn: Concentração do componente n nas amostras A e B;

A: Sobrescrito para a rocha de referência;

B: Sobrescrito para a rocha alterada;

a: Massa arbitrária (geralmente 100g).

O método de Grant (1986), por sua vez, utiliza-se da representação gráfica por isóconas. O

diagrama de isóconas é estabelecido com os dados de análises químicas de duas rochas, em um

sistema de eixos cartesianos XY. O eixo Y representa as concentrações dos elementos da rocha

alterada ao passo que o eixo X representa as concentrações da rocha de referência.

Este método prevê que os elementos imóveis devem se dispor necessariamente ao longo de

uma reta designada de isócona, enquanto os elementos que foram mobilizados e incorporados à rocha

alterada se dispõem acima da reta ao passo que os elementos saíram do sistema, ou seja, da rocha

alterada estariam localizados abaixo da reta isócona.

No método de Grant (1986), a equação proposta por Gresens (1967) foi reescrita sob a forma

das equações (2) e (3) abaixo:

ΔMi = [(MA/M

O)Ci

A – Ci

O]M

O. (2)

CiA = M

O/M

A(Ci

O + ΔCi) (3)

Onde:


67

ΔMi: Variação de massa de um componente i;

O: Sobrescrito para a rocha de referência (original);

A: Sobrescrito para a rocha alterada;

M: Massa da amostra;

Ci: Concentração do componente i.

Nota-se que se MO = 1g, C é g/g; se M

O = 100g, C é em % de peso, e se M

O = 10

6g, C é em ppm.

Representação gráfica por intermédio da isócona

O método de representação gráfica por isóconas (Grant 1986) baseia-se na geração de uma

reta que melhor se ajuste através de uma série de pontos no gráfico. Estes pontos se referem à

concentração dos elementos da rocha alterada em relação à concentração dos elementos da rocha de

referência (CiA x Ci

O). A isócona para cada componente analisado no estudo de balanço de massa é

definida a partir da equação (3), onde a razão (MO/M

A) é constante. A partir da identificação dos

componentes imóveis para cada ΔCi = 0 é possível obter (MO/M

A), que é a razão de massa equivalente

após o processo de alteração ou substituição.

A equação que rege o método da isócrona é:

CA = (M

O/M

A)C

O (4)

Ao assumir, por exemplo, qualquer elemento constante (isto é, ΔCelemento)=0), a equação (3) fica:

(MO/M

A) = (C

Aelemento/C

Oelemento),

Ao substituir na equação da isócona (4), tem-se que:

CA = (C

Aelemento/C

Oelemento)C

O. (5)

Para massa e volume constantes, tem-se, respectivamente:

CA = C

O; (6)

CA = (ρ

O/ρ

A)C

O. (7)

Na equação da isócona de volume constante, ρ representa a densidade relativa da amostra. As

equações que geram os valores relativos de ganhos e perdas dos elementos móveis são obtidas ao

dividir a equação (3) por CiO e rearranjando para:


68

(ΔCi/CiO) = (M

A/M

O)(Ci

A/Ci

O) – 1 (8)

Admitindo-se qualquer elemento imóvel, a partir da equação (8) obtém-se que:

(ΔCi/Ci) = (CO

elemento / CA

elemento)(CiA/Ci

O) – 1. (9)

Por fim, para massas e volumes constantes, respectivamente, tem-se que:

(ΔCi/Ci) = (CiA/Ci

O) – 1; (10)

(ΔCi/Ci) = (ρA/ρ

O) (Ci

A/Ci

O) – 1. (11)

Onde ρA, ρO representam as densidades das amostras A e O.

A dificuldade de se selecionar elementos imóveis para a construção da isócona está

relacionada aos diferentes comportamentos geoquímicos e de mobilidade dos elementos em diferentes

ambientes geológicos. Grant (2005) sugere selecionar o elemento a partir da razão CiA/Ci

O, a qual

divide a concentração do elemento (i) na amostra alterada (A) pela concentração do mesmo elemento

na amostra de referência (O). A partir dessa premissa, os elementos com valores da razão mais

próximos de 1 são tratados como imóveis. No caso deste estudo, o MnO adquire tal comportamento.

6.2.1- Resultados

Neste subitem serão calculadas as variações químicas dos óxidos de maior abundância dos

litotipos metaultramáficos do CCB (serpentinito, clorita-tremolita granofels, clorita-tremolita xisto e

esteatito) comparando-os a um litotipo de referência da literatura, que foi o harzburgito de Bushveld

estudado por Hall (1932). Por conseguinte, o litotipo que mais se aproximasse da composição química

do protólito, sobretudo em termo de MgO e SiO2 seria então utilizado como rocha de referência para

análise das variações químicas entre os demais litotipos pertencentes ao CCB. Texturas

blastocumuláticas encontradas em algumas seções delgadas (vide capítulo 4) além da composição

química rica em magnésio das rochas estudadas são características que levaram à seleção deste

harzburgito (Hall 1932) como um litotipo potencialmente semelhante ao protólito do CCB. Diagramas

de classificação geoquímica (Fig. 5.1A e Fig. 5.1B) indicam a natureza ultramáfica para estas rochas.

Com base no fato de que os dados químicos de Hall (1932) foram recalculados para 100% em

peso e com LOI desconsiderado, optou-se, para efetuação do balanço de massa, desconsiderar o

percentual de LOI das amostras do CCB e posteriormente se recalcular os teores dos elementos para

100% em peso. A Tabela 6.1 mostra as composições químicas do harzburgito de Hall (1932) e a média

dos litotipos pertencentes ao Corpo Córrego dos Boiadeiros.


69

Tabela 6.1- Composição química (% peso) de elementos maiores dos litotipos do Corpo Córrego dos Boiadeiros e da literatura recalculados para 100% em peso em base

anidra.

Harzburgito

Bushveld

(Hall 1932)

Serpentinito Tremolita-serpentina granofels Esteatito Clorita-tremolita xisto

Amostra 29

F10-

C10-

46m

F10-

C12-

53,7m

F16-

C7-

30m

Média

PC-

F6-13-

2,15m

PC-

F9A-

4-

0,34m

PC-

F2A-

18-

2,71m

PC-

F21-4-

0,75m

Média PVM-

33

FS7-

C24-

95m

PC-

F12-

15-0m

Média

F3-

C26-

98,7m

F3-

C19-

72,4m

F3-

C23-

85,6m

Média

SiO2 44,42 48,21 52,83 52,28 51,12 59,25 59,01 57,44 59,16 58,72 57,75 57,58 60,29 58,54 57,20 58,67 55,93 57,27

TiO2 0,27 0,03 0,09 0,03 0,05 0,10 0,09 0,09 0,11 0,09 0,22 0,13 0,03 0,13 0,27 0,21 0,26 0,25

Al2O3 1,29 1,41 2,39 1,18 1,67 2,80 2,95 4,99 3,14 3,48 4,62 5,11 1,04 3,58 5,63 4,83 5,46 5,30

FeOta 11,46 13,80 5,65 5,16 8,19 6,42 6,20 7,20 6,89 6,68 6,61 6,86 4,95 6,14 9,39 9,34 9,50 9,41

MnO 0,11 0,14 0,18 0,08 0,13 0,11 0,14 0,12 0,13 0,12 0,12 0,16 0,19 0,16 0,17 0,12 0,13 0,14

MgO 37,01 35,16 38,12 40,47 37,93 29,02 29,43 27,97 29,17 28,91 24,37 26,65 30,29 27,10 21,74 22,25 22,13 22,04

CaO 1,45 0,02 0,21 0,02 0,08 1,72 1,62 1,74 0,88 1,49 5,88 3,02 3,15 4,02 4,14 4,25 6,03 4,81

Na2O 0,21 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,07 0,02 0,00 0,03 0,06 0,03 0,28 0,12

K2O 0,32 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 1,02 0,00 0,00 0,34

P2O5 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,02 0,01 0,03 0,02

Cr2O3 3,45 1,23 0,52 0,77 0,84 0,54 0,55 0,44 0,51 0,51 0,34 0,46 0,07 0,29 0,35 0,28 0,24 0,29

Total 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00

Densidade 3,10

2,90

2,87

2,81

2,84

a: todo FeO calculado como FeOt.


70

A figura 6.1A mostra o diagrama de isóconas para a reação harzburgito de Hall (1932) versus

serpentinito. Com base nesta figura, observa-se que MgO e SiO2 se encontram no interior das isóconas

de massa, volume e elemento (MnO) constante, o que sugere pouco déficit destes elementos quando

comparado ao hipotético protólito. Já nas figuras 6.1B, 6.1C e 6.1D, que se referem às reações entre o

harzburgito e demais litotipos do CCB, verifica-se que os pontos de SiO2 e MgO se posicionam de

modo afastado das isóconas de constância, sugerindo maior discrepância dos mesmos quando

comparado ao harzburgito de Hall (1932). A tabela 6.2 mostra as variações químicas (% peso)

resultantes da reação harzburgito versus serpentinito, harzburgito versus tremolita-serpentina

granofels, harzburgito versus esteatito e harzburgito versus clorita-tremolita xisto para as reações (9),

(10) e (11). Com base no exposto na tabela, verifica-se que o litotipo que possui menor variação em

termos de SiO2, quando comparado ao harzburgito, é o serpentinito (0 a 0,1%), ao passo que os demais

litotipos do CCB exibem variações de até 0,3%. Em termos de MgO, observa-se que o litotipo do CCB

que possui menor variação é o serpentinito (0 a -0,1%), ao passo que os demais litotipos exibem

variações superiores, na ordem de -0,2 a -0,5%.

Tabela 6.2- Perdas e ganhos (% em peso) para a reação harzburgito (Hall 1932) versus serpentinito, tremolita-

serpentina granofels, esteatito e clorita-tremolita xisto.

Elementos

(% em peso)

Harzburgito (Hall 1932) x

Serpentinito

Harzburgito (Hall 1932) x

Tremolita-serpentina granofels

MnO cte. Massa cte. Volume cte. MnO cte. Massa cte. Volume cte.

SiO2 0 0,1 0,1 0,2 0,3 0,2

TiO2 -0,8 -0,8 -0,8 -0,7 -0,6 -0,6

Al2O3 0 0,3 0,2 1,39 1,7 1,5

FeOt -0,4 -0,3 -0,3 -0,5 -0,4 -0,4

MnO 0 0,2 0,1 0 0,1 0

MgO -0,1 0 0 -0,3 -0,2 -0,2

CaO -0,9 -0,9 -0,9 0 0 0

Cr2O3 -0,8 -0,7 -0,7 -0,9 -0,8 -0,9

Elementos

(% em peso)

Harzburgito (Hall 1932) x Esteatito Harzburgito (Hall 1932) x Clorita-

tremolita xisto

MnO cte. Massa cte. Volume cte. MnO cte. Massa cte. Volume cte.

SiO2 0 0,3 0,2 0 0,3 0,2

TiO2 -0,6 -0,5 -0,5 -0,2 0 -0,1

Al2O3 1 1,8 1,5 2,3 3,1 2,8

FeOt -0,6 -0,4 -0,5 -0,3 -0,2 -0,2

MnO 0 0,4 0,3 0 0,2 0,1

MgO -0,5 -0,3 -0,3 -0,5 -0,4 -0,4

CaO 1 1,7 1,5 1,65 2,3 2

Cr2O3 -0,9 -0,9 -0,9 -0,9 -0,9 -0,9


71

Figura 6.1- Diagramas de isóconas de Grant (1986). A: harzburgito (Hall 1932) versus serpentinito. B: harzburgito (Hall 1932) versus tremolita-serpentina granofels. C:

harzburgito (Hall 1932) versus esteatito. D: harzburgito (Hall 1932) versus clorita-tremolita xisto.


72

De modo geral, as rochas metaultramáficas do CCB registram enriquecimento em SiO2 e

Al2O3, além de empobrecimento em MgO, FeOt, TiO2 e Cr2O3 quando comparadas ao harzburgito de

Hall (1932). Dentre as rochas metaultramáficas que compõem o Corpo Córrego dos Boiadeiros, o

serpentinito se traduz no litotipo que possui os maiores teores de MgO e os menores teores de SiO2, o

que permitiu caracterizá-lo como um litotipo mais similar aos hipotético protólito harburgítico (Hall

1932). A assinatura do serpentinito no diagrama de isóconas de Grant (1986), situada extremamente

próxima às isóconas de massa, volume e elemento constante (Fig. 6.1A), associada a perdas e ganhos

discretos quando comparado ao hipotético protólito (Tabela 6.2) sugere a utilização do serpentinito

como referência para comparação das modificações químicas entre os demais litotipos do CCB.

Portanto, por meio do diagrama de isóconas da reação serpentinito versus tremolita-serpentina

granofels (Fig. 6.2A) é possível observar que SiO2, Al2O3 e TiO2 se encontram acima das isóconas de

massa, volume e elemento constante, o que indica ganho destes elementos por parte do tremolita-

serpentina granofels. Por outro lado MgO, FeOt, e Cr2O3 estão situados abaixo de tais isóconas, o que

sugere perda destes elementos. MnO e CaO seguem o trend das isóconas de massa e volume, adotando

ambos comportamento imóvel nesta reação. De acordo com a tabela 6.3, que mostra os ganhos e

perdas (% em peso) dos elementos supracitados para as equações (9), (10) e (11), a transformação

tremolita-serpentina granofels versus serpentinito envolve alto ganho de Al2O3 (> 1,0%), além de leve

ganho em SiO2 (0,1 a 0,3%) e perca de MgO (-0,1 a -0,2%).

Tabela 6.3- Perdas e ganhos (% em peso) para a reação serpentinito versus tremolita-serpentina granofels.

Elementos

(% em peso)

Serpentinito x Tremolita-

serpentina granofels

Manganês

cte.

Massa

cte.

Volume

cte.

SiO2 0,3 0,1 0,1

TiO2 0,9 0,8 0,7

Al2O3 1,2 1,0 1,0

FeOt -0,1 -0,2 -0,2

MnO 0,0 0,0 0,0

MgO -0,1 -0,2 -0,2

CaO 0,0 0,0 19

Cr2O3 -0,3 -0,4 -0,4

Com base no diagrama de isóconas para a reação serpentinito versus esteatito (Fig. 6.2B),

observa-se que os elementos SiO2, Al2O3, TiO2 e CaO se encontram acima das isóconas de massa e

volume, o que sugere ganho destes elementos no esteatito. Por outro lado, os elementos MgO, FeOt e

Cr2O3 se encontram no campo oposto do diagrama, configurando perda no litotipo esteatito. De acordo

com a tabela 6.4, que mostra ganhos e perdas para as equações (9), (10) e (11), as variações químicas


73

para todos os elementos são moderadas a altas, com destaque para o elevado ganho de Al2O3 e CaO

(ambos acima de 0,8% em peso), além de ganho de sílica (até 0,2% em peso) e moderada perda de

MgO (-0,3 a -0,4%).

Figura 6.2- Diagramas de isóconas de Grant (1986). A: serpentinito versus tremolita-serpentina granofels. B:

serpentinito versus esteatito. C: serpentinito versus clorita-tremolita xisto.


74

Tabela 6.4- Perdas e ganhos (% em peso) para a reação serpentinito versus esteatito.

Elementos

(% em peso)

Serpentinito x Esteatito

Manganês

cte.

Massa

cte.

Volume

cte.

SiO2 0,0 0,2 0,1

TiO2 1,1 1,6 1,5

Al2O3 0,8 1,1 1,0

FeOt -0,4 -0,2 -0,2

MnO 0,0 0,1 0,2

MgO -0,4 -0,3 -0,3

CaO 1,0 1,3 1,6

Cr2O3 -0,7 -0,6 -0,6

A figura 6.1C mostra o diagrama de isóconas para a reação serpentinito versus clorita-

tremolita xisto. Por meio desta figura observa-se que elementos como SiO2, Al2O3, TiO2 e CaO se

situam acima das isóconas de massa e volume, logo, são mais concentrados no litotipo

metassomatizado. De modo contrário, MgO se encontra no campo oposto do diagrama, que por sua

vez sugere perda deste no clorita-tremolita xisto. MnO e FeOt se posicionam imediatamente acima das

isóconas de massa e volume constante, o que sugere constância destes elementos em um hipotético

processo de transformação entre os litotipos. Com base na tabela 6.5, que ilustra os valores de perdas e

ganhos entre a reação serpentinito versus clorita-tremolita xisto, nota-se ganho acentuado em Al2O3,

TiO2 e CaO (acima de 1,65% em peso) e discreto de SiO2 (0,1%). Além disso, a reação exibe perdas

moderadas de MgO (-0,4%).

Tabela 6.5- Perdas e ganhos (% em peso) para a reação serpentinito versus clorita-tremolita xisto.

Elementos

em peso (%)

Serpentinito x Clorita-tremolita

xisto

Manganês

cte.

Massa

cte.

Volume

cte.

SiO2 0,0 0,1 0,1

TiO2 4,0 3,8 3,1

Al2O3 1,9 2,1 2,1

FeOt 0,0 0,1 0,1

MnO 0,0 0,2 0,1

MgO -0,4 -0,4 -0,4

CaO 1,65 2,3 2,0

Cr2O3 -0,7 -0,7 -0,7


75

6.3- BALANÇO DE MASSA ENTRE ROCHA E SOLOS

Neste item serão calculadas as perdas e ganhos de componentes químicos resultantes do

processo de alteração intempérica a que foram submetidos os serpentinitos do Corpo Córrego dos

Boiadeiros, para verificar se elementos economicamente importantes com os do platinoides, níquel,

cromo, cobalto, dentre outros, poderiam se enriquecer residualmente durante o intemperismo.

O estudo de balanço de massa entre rochas e solos baseou-se no método de Millot & Bonifas

(1955). O método de Millot & Bonifas (1955), também denominado por Cálculo Isovolumétrico,

baseia-se na premissa de que se o material alterado se mantém com características texturais e

estruturais relativamente intactas após o processo de modificação, isto é, a variação de volume entre

termos preservados e alterados é nula. Segundo estes autores, com a conservação do volume entre

termos preservados e alterados, é possível calcular a quantidade (em peso) de cada elemento químico

de um solo ou saprólito e compará-lo a quantidade do mesmo elemento em uma rocha sã.

Para Millot & Bonifas (1955), o cálculo isovolumétrico para perdas e ganhos de elementos

químicos entre rochas sãs e solos derivados de tais rochas se dá pela seguinte equação:

t% = 100[(da.xa/do.xo) – 1] (12)

Onde:

t%: taxa de mobilidade de um determinado elemento;

da: densidade do produto de alteração;

xa: teor do elemento químico no produto de alteração;

do: densidade do material original.

xo: teor do elemento químico no material original

Nota-se que o valor t define, em termos de percentagem, o ganho (quando positivo) ou perda

(negativo) dos elementos químicos dos estágios de alteração com relação ao seu material precursor.

6.3.1- Resultados

A tabela 6.6 mostra as composições químicas do serpentinito de referência e dos solos

pertencentes ao perfil pedogenético derivados desta rocha. A descrição morfológica e mineralógica

dos horizontes do perfil pedogenético analisado consta no capítulo 3.


76

Neste estudo seguiu-se a nomenclatura descrita por Lacerda et al. (2002) para os horizontes

pedogenéticos analisados, a saber da base para o topo, Horizonte R (fácies rocha sã) ou serpentinito

propriamente dito, Horizonte C (fácies alterito) ou saprólito, Horizonte B (fácies de transição) e

Horizonte A (fácies sólum). Os horizontes pedogenéticos foram comparados tendo-se como base o

material de origem, neste caso o Horizonte R (fácies rocha sã).

Tabela 6.6- Composição química de elementos maiores (% em peso) traços (ppm) e terras raras (ppm) dos

horizontes pedogenéticos e do litotipo de referência (Horizonte R) e suas densidades.

Horizonte R

(fácies rocha

sã)

Horizonte C

(fácies

alterito)

Horizonte B

(fácies de

transição)

Horizonte A

(fácies sólum)

SiO2 45,76 53,03 21,77 3,81

TiO2 0,08 0,17 0,66 0,40

Al2O3 2,07 5,15 16,08 20,47

Fe2O3 5,44 11,23 42,89 52,96

MnO 0,16 0,16 0,79 0,61

MgO 33,02 21,59 3,35 0,28

CaO 0,18 0,02 0,05 0,01

Na2O 0,01 <0,01 <0,01 <0,01

K2O <0,01 <0,01 0,08 <0,01

P2O5 <0,01 <0,01 <0,01 <0,01

Cr2O3 0,455 0,624 0,686 3,845

LOIa 12,2 7,5 13,2 17,0

Total 99,43 99,59 99,71 99,72

Ni 529 1000 949 2630

Co 89,5 156,9 924,9 942,3

V 70 140 256 309

Aub 9 4 10 3

Ptb 4 11 12 4

La 0,7 1,3 13,7 8,6

Ce 0,6 2,0 10,8 12,6

Pr 0,08 0,36 3,66 2,60

Nd 0,4 1,7 14,9 11,5

Sm 0,08 0,37 2,73 2,77

Eu 0,04 0,09 1,09 0,65

Gd 0,16 0,47 2,45 2,36

Tb 0,03 0,09 0,43 0,42

Dy 0,24 0,74 2,69 2,41

Ho 0,05 0,16 0,57 0,54

Er 0,15 0,60 1,88 1,73

Tm 0,02 0,09 0,34 0,27

Yb 0,18 0,71 2,25 2,01

Lu 0,03 0,11 0,37 0,32

Densidade

(g/cm³) 2,8 2,11 1,64 1,76

<: valor abaixo do limite de detecção. a: Loss of Ignition, ou perda ao fogo.

b: valores em ppb.


77

Por meio da equação Horizonte R (fácies rocha sã) versus Horizonte C (fácies alterito)

observa-se ganho considerável de TiO2, Al2O3 e Fe2O3, além de ganho discreto de Cr2O3 por parte do

Horizonte C, ao passo que SiO2, MnO, MgO e CaO possuem concentrações menores neste horizonte

(Fig. 6.3A). No que tange os elementos traços (Fig. 6.4A), nota-se enriquecimento em todos os

elementos a exceção do Au, o qual se encontra em menor concentração na fácies alterito. Com relação

aos elementos terras raras, é verificado enriquecimento em todos os elementos analisados por parte do

Horizonte C (Fig. 6.5A). Os maiores teores observados se referem ao Pr, Sm e Tm, enquanto La e Eu

exibem, respectivamente, as menores concentrações.

Figura 6.3- Diagramas de perdas e ganhos do Cálculo Isovolumétrico de Millot & Bonifas (1955) para os

elementos maiores. A: Horizonte R (fácies rocha sã) versus Horizonte C (fácies alterito). B: Horizonte R (fácies

rocha sã) versus Horizonte B (fácies de transição). C) Horizonte R (fácies rocha sã) versus Horizonte A (fácies

sólum).


78

Na reação Horizonte R (fácies rocha sã) versus Horizonte B (fácies de transição) verifica-se

novamente ganho em TiO2, Al2O3 e Fe2O3 e perdas de SiO2, MgO e CaO (Fig. 6.3B). Observa-se,

porém, inversão nos comportamentos de MnO e Cr2O3, os quais exibem, respectivamente, ganho e

perda no Horizonte B, embora a perda de Cr2O3 seja praticamente nula. Com relação aos elementos

traços, verifica-se novamente que apenas Au se encontra menos enriquecido na fácies de transição,

enquanto os demais elementos exibem ganho neste horizonte (Fig. 6.4B). Além disso, há um ganho

exponencial de Co a partir deste horizonte, com teor em cerca de 500% superior ao horizonte R. No

que se refere aos ETR (Fig. 6.5B), há o ganho, invariavelmente, de todos os elementos analisados.

Nota-se ainda que os ganhos de ETRL são superiores quando comparados aos ganhos dos ETRP.


elementos traços. A: Horizonte R (fácies rocha sã) versus Horizonte C (fácies alterito). B: Horizonte R (fácies

rocha sã) versus Horizonte B (fácies de transição). C) Horizonte R (fácies rocha sã) versus Horizonte A (fácies

sólum).


79

Por meio da reação Horizonte R (fácies rocha sã) versus Horizonte A (fácies sólum) observa-

se que o comportamento de todos os elementos maiores, a exceção do Cr2O3, permanece semelhante

ao horizonte subjacente C (Fig. 6.3C). O Cr2O3, por sua vez, possui comportamento peculiar quando

comparado aos demais elementos. Uma vez que os elementos exibem ganhos e perdas bem definidas

em todo o perfil pedogenético, o Cr2O3 se mantém de certo modo imóvel nas porções basais do perfil e

exibe ganho exponencial no topo do mesmo. O padrão de distribuição dos elementos traço (Fig. 6.4C)

diferencia-se do padrão do horizonte subjacente devido ao ganho de Ni e perda de Pt. O padrão de

elementos terras raras (Fig. 6.5C) é semelhante ao padrão de distribuição do horizonte subjacente, uma

vez que há acentuado ganho de ETRL em detrimento aos ETRP.


elementos terras raras. A: Horizonte R (fácies rocha sã) versus Horizonte C (fácies alterito). B: Horizonte R

(fácies rocha sã) versus Horizonte B (fácies de transição). C) Horizonte R (fácies rocha sã) versus Horizonte A

(fácies sólum).


80

CAPÍTULO 7

DISCUSSÕES

7.1- GEOQUÍMICA E GÊNESE DO CORPO CÓRREGO DOS BOIADEIROS

No que tange as características químicas das rochas metaultramáficas do Corpo Córrego dos

Boiadeiros, nota-se teores de SiO2 relativamente altos para rochas de composição ultramáfica.

Segundo Roeser (1987), a grande participação de SiO2 na composição química destes litotipos se deve

à adição deste elemento a partir de processos metassomáticos, ou então à retirada de MgO do sistema

junto ao fluido aquoso circulante. Este comportamento geoquímico também é citado por Veiga (2011)

em rochas metaultramáficas situadas na Folha Mariana 1:100.000. A remobilização desse e de outros

elementos como CaO e Al2O3, dificultam a inserção de algumas amostras nos parâmetros das suítes

komatiíticas propostas por Viljoen & Viljoen (1969) e Arndt & Nisbet (1982). Arndt (1994) explica

que a dificuldade se deve as diferentes taxas de mobilidade entre CaO e Al2O3 durante o processo

metassomático.

Entretanto, a caracterização petrológica e geoquímica do protólito das rochas metaultramáficas

se torna possível por meio dos diagramas propostos por Jensen (1976), Viljoen & Viljoen (1969) e

Hallberg (1985). Segundo os parâmetros propostos por Viljoen & Viljoen (1969) e Jensen (1976), as

rochas metaultramáficas do CCB se assemelham quimicamente a peridotitos de composição

komatiítica. Com base nos gráficos de Hallberg (1985), sugere-se que o ambiente de formação do

protólito destas rochas esteja relacionado ao campo de interseção entre os komatiitos cumuláticos

(CK) e os sills acamadados de alto magnésio (LMS), ambos relacionados a um ambiente anorogênico.

Em algumas seções delgadas são observadas texturas blastocumuláticas (vide capítulo 3) indicativas

de cristalização do protólito em uma câmara magmática estável, o que corrobora as interpretações

geradas pelos diagramas supracitados. No diagrama de ambiência tectônica de cromititos de Irvine

(1967) (vide capítulo 4), nota-se que as cromitas pertencentes aos metaultramafitos do CCB plotam no

campo das cromititos estratiformes, o que também sugere que estas rochas estejam associadas a um

ambiente de formação anorogênico.

O padrão de fracionamento ETR destas rochas, consideravelmente semelhante ao padrão

condrítico de Evensen et al. (1978), sugere que os metaultramafitos do CCB tenham se originado a

partir da fusão de um manto primitivo pouco diferenciado. As razões La/YbN inferiores a 1 em

algumas amostras sugerem ainda que a fonte mantélica era empobrecida em ETRL. Em contrapartida,

litotipos considerados mais metassomatizados, a saber, esteatito e clorita-tremolita xisto exibem

padrões de distribuição de ETR consideravelmente mais altos do que o condrito de Evensen et al.

(1978). Segundo Fowler et al. (1983), a ação conjunta de processos metassomáticos associados a


82

fluidos hidrotermais são importantes mecanismos de remobilização e enriquecimento de ETR em

rochas metaultramáficas. Este comportamento de ETR também foi verificado por Veiga (2011) em

rochas metaultramáficas metassomatizadas, a saber, talco xistos, situadas na região da Folha Mariana

1:100.000. No entanto, ao se comparar o conjunto litológico metaultramáfico do CCB a litotipos

ultramáficos estudados por outros autores, observa-se que as rochas do CCB se assemelham, em

termos de assinatura dos ETR, aos litotipos intrusivos de grandes complexos acamadados tais quais

Bushveld (Frey et al. 1971) e Stillwater (Jackson 1967).

Com base nos diagramas propostos por Irvine & Baragar (1971), Jensen (1976) e Le Bas et al.

(1986), as rochas metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros pertencem à série subalcalina e se

assemelham geoquimicamente às rochas de composição tholeiítica de alto Mg, à exceção de uma

amostra que plota no campo dos basaltos calcioalcalinos. Devido ao alto teor de magnésio, não é

possível caracterizar as rochas metamáficas como tholeiiticas ou calcioalcalinas, porque elas plotam

próximas ao vértice MgO.

Com base nos diagramas de Pearce et al. (1977) e Meschede (1986), sugere-se que o protólito

ígneo dessas rochas tenha sido gerado em um ambiente geológico similar aos basaltos de cadeias

oceânicas, ou seja, os MORB. Por conseguinte, é possível que estas rochas sejam geneticamente

associadas a um ambiente tectônico distensivo, isto é, anorogênico.

Em termos de ETR, o padrão de fracionamento semelhante ao padrão condrítico de Evensen et

al. (1978) sugere que as rochas metamáficas do CCB tenham sido oriundas da fusão de um manto

primitivo, pouco diferenciado. Além disso, pronunciadas anomalias positivas do elemento európio no

padrão de ETR indica a cristalização de plagioclásio neste litotipo.

Ao se comparar a assinatura dos ETR dos termos metamáficos do CCB com litotipos

previamente estudados por outros autores, verifica-se que os termos metamáficos do CCB se

assemelham, em termos de assinatura ETR, aos termos metaultramáficos do CCB e aos litotipos

pertencentes a complexos ígneos intrusivos como os de Bushveld (Frey et al., 1971) e Stillwater

(Jackson 1967).

Portanto, as similaridades geoquímicas, tais quais os padrões de assinatura dos ETR, bem

como a mesma ambiência geológica, em um contexto anorogênico, permite interpretar uma

cogeneticidade dos protólitos das rochas metaultramáficas e metamáficas pertencentes ao Corpo

Córrego dos Boiadeiros. Embora tema de estudo (Costa et al. 1992, Costa 1995), a cogeneticidade

entre os termos máficos e ultramáficos era ponto de discussão até o presente, devido à ausência de

dados geoquímicos, sobretudo no que tange às assinaturas dos ETR, que embasassem esta

interpretação. Por fim, é provável que o CCB esteja associado à abertura da bacia Rio das Velhas,

configurando um corpo intrusivo disposto nas porções basais deste greenstone belt, conforme sugerido


83

pelos estudos de Gair (1962), Pomerene (1964), Dorr (1969), Herz (1978), Costa (1995) e Zuchetti &

Baltazar (2000).

7.2- METAMORFISMO NO CORPO CÓRREGO DOS BOIADEIROS

Os serpentinitos do CCB são constituídos pela associação mineral serpentina + magnetita.

Segundo Best (1982), a expressiva predominância de serpentina neste litotipo pode ser resultante da

hidratação de olivina e inserção de SiO2 no fluido aquoso, conforme a seguinte reação:

3 Olivina + SiO2 + 4 H2O → 2 Serpentina (1)

De acordo com Coleman (1977) a serpentina pode ser oriunda não somente a partir da

hidratação de olivina, mas também a partir da hidratação de ortopiroxênio, por meio da seguinte

reação:

Olivina + Enstatita + H2O → Serpentina (2)

Estas reações caracterizam o processo de serpentinização em rochas ultramáficas (como por

exemplo, dunitos e harzburgitos), acompanhado ou não de entrada de SiO2 em fluidos aquosos

circulantes advindo de rochas encaixantes mais ricas em sílica. Segundo Coleman (1977) e Best

(1982), estas reações se desenvolvem no intervalo da fácies xisto verde. Bucher & Grapes (2011)

elucidam que nas reações citadas acima é comum que haja principalmente o consumo do componente

forsterítico (i.e magnesiano) das olivinas. O componente faialítico (i.e ferroso), por sua vez, é

responsável pela origem de magnetita, também em condições metamórficas de fácies xisto verde,

conforme a reação:

3 Faialita + 2 H2O → 2 Magnetita + 3 SiO2aquoso + 2H2 (3)

Segundo Bucher & Grapes (2011), todo o SiO2 liberado em meio aquoso como produto da

reação (3) é consumido na reação (1), dando origem à serpentina a partir do componente forsterítico

da olivina. Ainda de acordo com os autores supracitados, a magnetita gerada pela reação (3) tende a se

nuclear em torno de cromita primária, como é amplamente observado no capítulo 4.6.

Em grande parte dos afloramentos de serpentinito expostos nas bancadas da mineradora

Pedras Congonhas são observados veios compostos por crisotila com espessura milimétrica a

centimétrica. Bucher & Grapes (2011) descrevem a formação da crisotila em condições metamórficas

de fácies sub-xisto verde, em temperaturas inferiores às requeridas para as reações (1), (2) e (3).

Segundo esses autores, a crisotila formar-se-ia no intervalo de temperatura de 250º a 300ºC por meio

da reação:


84

Antigorita + 3 Brucita → 17 Crisotila (4)

O esteatito é composto basicamente pela associação mineral talco + carbonato (magnesita)

além de pequenos teores de serpentina e tremolita (< 5%). Bucher & Grapes (2011) descrevam a

formação de talco a partir de olivina segundo a reação abaixo:

3 Forsterita + 5SiO2aquoso + H2O → 2 Talco (5)

No entanto, é mais provável que, no contexto do CCB, o esteatito tenha sido gerado a partir do

próprio serpentinito, pois, em escala de afloramento, é comum observar que o esteatito ocorre

entremeado ao serpentinito nas porções mais cisalhadas do CCB. Segundo Winkler (1977), o processo

que descreve a talcificação do serpentinito inclui ainda a participação de fluidos como o CO2,

conforme elucidado pela reação abaixo:

2 Serpentina + 3CO2 → Talco + 3 Magnesita + 3 H2O (6)

O tremolita-serpentina granofels é caracterizado pela associação mineral serpentina +

tremolita ± talco. Em algumas amostras também ocorre Mg-clorita em quantidades inferiores a 10%

em volume. Segundo Bucher & Grapes (2011), no sistema químico CMSH a formação da tremolita

pode ocorrer pela alteração do piroxênio primário do protólito ultramáfico, aproximadamente no limite

superior da fácies xisto verde (em torno de 500ºC). Entretanto, a adição de Ca carreado por fluidos

conduzida por zonas de cisalhamento, ou condutos, pode também ser um fator formador da tremolita

encontrada neste litotipo. A origem da serpentina pode ser explicada a partir da hidratação de olivina e

inserção de SiO2 no fluido aquoso, segundo a reação (1). Ademais, a preservação de texturas

reliquiares do protólito ultramáfico nestas rochas (vide capítulo 3.2.1) pode também indicar que o

metamorfismo não tenha excedido fácies anfibolito, além de sugerir que a deformação fora incipiente

em algumas porções do CCB.

O clorita-tremolita xisto é constituído pela associação mineral tremolita + Mg-clorita ± talco ±

flogopita. Serpentina pode ocorrer em quantidades não superiores a 5%. Este litotipo é encontrado

invariavelmente nos testemunhos de sondagem mais profundos em proximidade aos litotipos

encaixantes do corpo (isto é, próximos aos xistos pelíticos do Grupo Nova Lima). A ocorrência de

flogopita neste litotipo pode estar associada à migração do K advindo das rochas encaixantes por meio

de fluidos hidrotermais conduzidos por zonas de cisalhamento. Segundo Evans (1977), a geração da

clorita em rochas metaultramáficas pode ser explicada pela simples percolação de fluidos hidrotermais

em baixas temperaturas (em torno de 450ºC) a partir de um protólito ultramáfico que contenha

alumínio em sua composição, como por exemplo:

Olivina + Enstatita + Espinélio + 4 H2O → Mg-clorita (7)


85

Contudo, dado o fato que o clorita-tremolita xisto ocorre em contato com as encaixantes

xistosas do CCB, é mais provável que o Al tenha migrado junto ao K por meio de fluidos hidrotermais

conduzidos por zonas de cisalhamento, dando origem às cloritas deste litotipo. A origem do talco pode

ser expressa como produto das reações (5) ou (6). Como não foi observada a presença de carbonato

(magnesita) neste litotipo, é provável que a reação (5) tenha ocorrido para geração de talco. A

formação da tremolita pode ter-se dado a partir da migração de Ca junto aos demais elementos

advindos das rochas encaixantes.

O representante metamáfico, clinozoisita-actinolita granofels, é composto pela associação

actinolita + clinozoisita ± clorita ± plagioclásio (albita). Quartzo é encontrado em algumas amostras

não ultrapassando 5% da moda. Esses minerais compõem a associação característica de rochas

metamórficas de protólito máfico (sistema NCMASH) descrita para fácies xisto verde (Bucher & Frey

1994, Bucher & Grapes 2011). Segundo Bucher & Grapes (2011) a geração da associação mineral

observada pode estar relacionada tanto à transição da fácies sub-xisto verde para xisto verde em um

metamorfismo progressivo, quanto ao processo de hidratação de uma rocha de composição máfica.

Costa (1995) interpreta o protólito das rochas metamáficas do CCB como sendo um gabro, portanto

constituído da associação mineral primária piroxênio + plagioclásio. Segundo Bucher & Grapes

(2011), a hidratação da associação primária piroxênio + plagioclásio, em condições metamórficas de

fácies xisto verde, ocasionaria uma série de reações contínuas, descritas abaixo:

Clinopiroxênio + Ortopiroxênio + Plagioclásio (Anortita) + H2O → Hornblenda (8)

Ao desmembrar o produto hornblenda nos seus componentes tschermakita e edenita, têm-se ao

fim, respectivamente:

(Tschermakita) + 22 H2O → 7 Clorita + 13 Tremolita + 12 Clinozoisita + 14 Quartzo (9)

(Edenita) + Quartzo → Albita + Tremolita (10)

De acordo com Bucher & Grapes (2011), concomitantemente às reações supracitadas, é

comum que o plagioclásio remanescente da reação (8) torne-se gradualmente mais sódico.

A amostra FS3-C13-48m é interessante do ponto de vista petrográfico, pois possui epidoto ss.

e grande quantidade de carbonato. Bucher & Grapes (2011) descrevem a ocorrência de carbonatos em

rochas metamáficas de fácies xisto verde como produto da reação abaixo:

2 Clinozoisita + 3 Actinolita + 10 CO2 + 8H2O → 3 Clorita + 10 Calcita + 21 Quartzo (11)

No que tange à petrogênese de rochas metamáficas, o campo de estabilidade da fácies xisto

verde é definido, dentre outros aspectos, pela composição química do plagioclásio (Bucher & Frey


86

1994, Bucher & Grapes 2011). Segundo estes autores, em rochas metamáficas a fácies xisto verde é

caracterizada pela estabilidade da albita com até An10, ao passo que a passagem para a fácies anfibolito

é marcada por sua substituição por oligoclásio com An17 – 20. A este intervalo composicional descrito

acima, dá-se o nome Isógrada do Oligoclásio. Como o plagioclásio analisado no clinozoisita-actinolita

granofels possui teores de anortita invariavelmente inferiores a An5 (vide capítulo 4.5) deduz-se,

portanto, que a rocha é de fácies xisto verde, o que coincide com o campo de estabilidade das demais

associações minerais observadas para as rochas do Corpo Córrego dos Boiadeiros.

As rochas metultramáficas e metamáficas do Corpo Córrego dos Boiadeiros apresentam

evidências de que o metamorfismo atuante neste corpo tenha sido associado a processos

metassomáticos. As paragêneses minerais hidratadas sugerem que o processo metamórfico no CCB

tenha sido assistido por fluidos hidrotermais conduzidos por zonas cisalhadas, ao passo que as

variações nos teores de elementos químicos como SiO2 e MgO sugerem migração destes nos fluidos

mobilizados no metassomatismo. De modo geral, porém, verifica-se que as associações minerais

encontradas nos litotipos do CCB indicam que o pico metamórfico se aproximou do limite superior da

fácies xisto verde. As texturas reliquiares como blastocumuláticas sugerem a preservação de algumas

características originais do protólito em porções mais preservadas da deformação. Os veios de crisotila

sugerem um evento tardio em condições da zona de transição entre a fácies sub-xisto verde e xisto

verde.

7.3- BALANÇO DE MASSA E EVOLUÇÃO PEDOGENÉTICA

Em termos de elementos maiores, a evolução química do manto de intemperismo associado às

rochas metaultramáficas indica um ganho progressivo de elementos como Fe2O3, Al2O3 e um

decréscimo gradual de MgO e SiO2 da base para o topo do perfil. De acordo com Silva & Oliveira

(1995), este comportamento representa a mais típica evolução pedogenética em solos de composição

ultramáfica. Esta variação química é corroborada pelos difratogramas de Raios-X, os quais mostram o

aparecimento de hidróxidos de Fe e Al, a saber, de goethita e gibbsita e o desaparecimento de minerais

magnesianos como antigorita (serpentina) e talco da base para o topo do perfil. O comportamento

peculiar do Cr2O3 no manto de intemperismo estudado é similar ao descrito por autores como Hotz

(1964), Rabenhorst et al. (1982) e Gough et al. (1989) para solos derivados de rochas ultramáficas em

diversas regiões. De acordo com estes autores e com o exposto nesta dissertação, a concentração de

Cr2O3 tipicamente aumenta da base para o topo do perfil pedogenético. Oze et al. (2004) sugerem que

a acumulação de Cr2O3 em solos ultramáficos se deve à concentração de fases ricas em cromo

resistentes ao intemperismo como a cromita. Esta observação é confirmada pelo observado no padrão

de DRX, o qual mostra a presença da cromita no horizonte A (fácies Solum), que é o horizonte mais

enriquecido em Cr2O3.


87

Em termos de elementos traços, observou-se um enriquecimento em níquel no manto de

intemperismo. Oliveira et al. (1992) afirmam que este enriquecimento pode estar relacionado à

acumulação deste elemento nas estruturas químicas de serpentinas e goethita durante o processo de

intemperismo da rocha ultramáfica em condições oxidantes. O ganho constante de vanádio em mantos

de intemperismo derivado de rochas ultramáficas, como o aqui estudado, é descrito por Kabata-

Pendias (2011) como resultante da acumulação deste elemento na estrutura de hidróxidos de ferro.

Cobalto exibe comportamento de ganho em todo o perfil pedogenético, culminando com ganhos

próximos a 500% nas fácies de Transição (Horizonte B) e Sólum (Horizonte A). De acordo com

McKenzie (1972) este comportamento está associado à sorção de Co ou à substituição parcial de Mn

por Co na estrutura de óxidos de ferro e manganês. Platina exibe moderada a alta concentração na base

do manto de intemperismo, porém ocorre desfalcada nas porções superiores do perfil. Este padrão de

comportamento também é observado por Traoré et al. (2008) e Ndjigui & Bilong (2010) em outros

solos de composição ultramáfica. A característica concentração deste elemento na base do perfil

pedogenético se deve à sua precipitação como ligas metálicas associadas aos óxidos de Fe (Bowles

1986, Bowles et al. 1994, Wimpenny et al. 2007). Embora não seja consenso entre os autores, o

empobrecimento deste elemento nas porções superiores do perfil se deve provavelmente a processos

naturais de solubilização e remobilização em condições oxidantes de intemperismo.

No que tange os elementos terras raras (ETR), são observadas concentrações relativamente

elevadas em todo o perfil pedogenético e notadamente um maior enriquecimento dos Elementos

Terras Raras Leves sobre os Elementos Terras Raras Pesados. O mesmo padrão de fracionamento é

descrito por Braun et al. (1998) em solos lateríticos. A variação do somatório dos ETR de 2,76 ppm no

protólito, até 48,78 ppm no horizonte mais superior do manto de intemperismo indica que os ETR

permaneceram relativamente imóveis durante o processo de pedogênese.


88

CAPÍTULO 8

CONCLUSÕES

Com base nos dados de campo, petrológicos, de química mineral, geoquímicos e balanço de

massa é possível salientar as seguintes conclusões:

O Corpo Córrego dos Boiadeiros (CCB) é composto por uma associação de rochas

metaultramáficas e, subordinadamente, metamáficas. Como principal rocha metaultramáfica tem-se

serpentinito. Esteatito (ou talco-xisto quando foliado), tremolita-serpentina granofels e clorita-

tremolita xisto são quantitativamente subordinados. Clinozoisita-actinolita granofels é o litotipo

correspondente à composição máfica.

Os protólitos ígneos ultramáficos e máficos deste corpo evidenciam assinaturas geoquímicas

similares em termos, por exemplo, de ambiência e ETR, o que sustenta a conclusão de que são

cogenéticos. Esta é uma contribuição relevante no contexto geológico do CCB, pois há discussões na

literatura sobre a possibilidade das rochas metamáficas, que se encontram principalmente na borda do

corpo, serem de um magmatismo mais jovem.

A formação do protólito destas rochas está associada a um ambiente anorogênico, tal qual é

sugerido para o greenstone belt (ou Supergrupo) Rio das Velhas. Portanto, postula-se que o Corpo

Córrego dos Boiadeiros represente uma porção intrusiva do magmatismo komatiítico do Grupo Nova

Lima. Por conseguinte, opta-se neste trabalho por se manter o CCB posicionado estratigraficamente no

Grupo Nova Lima e, consequentemente, do Supergrupo Rio das Velhas, haja vista que não existem

argumentos sólidos para dissociar o CCB deste contexto. Estudos geocronológicos como U-Pb em

zircão nas rochas metamáficas ou Re-Os em sulfetos primários das rochas metaultramáficas se fazem

necessários para corroborar este posicionamento estratigráfico do CCB.

O Corpo Córrego dos Boiadeiros se encontra metamorfizado em fácies xisto verde. As

associações minerais do serpentinito (serpentina + magnetita), esteatito (talco + carbonato), tremolita-

serpentina granofels (serpentina + tremolita ± talco), clorita-tremolita xisto (tremolita + clorita ± talco

± flogopita) e clinozoisita-actinolita granofels (actinolita + clinozoisita ± clorita ± albita) indicam que

as temperaturas requeridas no processo metamórfico não foram superiores a 500ºC.

Veios de crisotila indicam um evento metamórfico tardio no CCB, este em temperaturas entre

250º a 300ºC, em condições de fácies sub-xisto verde.


90

As paragêneses minerais hidratadas sugerem que o metamorfismo no CCB foi assistido por

fluidos hidrotermais, associados a um processo de metassomatismo. O metassomatismo no CCB é

evidenciado por discrepâncias nas composições químicas das rochas, sobretudo no acréscimo dos

teores de SiO2 e decréscimo de teores de MgO, quando comparado a litotipos ultramáficos não

metassomatizados.

No que tange os recursos minerais, destaca-se a extração do material serpentinito como

produto para indústria siderúrgica e civil pela mineradora Pedras Congonhas. Elementos metálicos

como Fe, Ni, Co, V e Cr são encontrados em concentrações consideráveis nos mantos de

intemperismo derivados dos metaultramafitos do CCB. Todavia, o adensamento da malha de

amostragem se faz necessário para a definição de eventuais ocorrências economicamente viáveis

destes elementos na região do CCB.

O estudo petrogenético e geoquímico do CCB pode servir como base de comparação e

correlação para estudos de outros corpos máfico-ultramáficos situados na região do Quadrilátero

Ferrífero, com vias ao entendimento da origem e evolução do greenstone belt Rio das Velhas e do seu

significado no contexto evolutivo da porção meridional do Cráton Sâo Francisco.

Referências Bibliográficas

Alkmim F. F. 2004. O que faz de um cráton um cráton? O Cráton do São Francisco e as Revelações Almeidianas

ao delimitá-lo. In: Mantesso-neto et al. (Eds), Geologia do Continente Sul-Americano. Evolução da Obra de

Fernando Flávio Marques de Almeida. Becca, pp. 17-35.

Alkmim F. F. & Marshak S. 1998. Transamazonian Orogeny in the Southern São Francisco Cráton Region,

Minas Gerais, Brazil: evidence for the Paleoproterozoic collision and collapse in the Quadrilátero Ferrífero.

Precambrian Research, 90: 29-58.

Alkmim F. F., Neves B. B. de B., Alves J. A. C. 1993. Arcabouço Tectônico do Cráton São Francisco. Uma

revisão. In: Domingos J.M.L., Misi A. O Cráton do São Francisco. Salvador, SBG Núcleo Bahia/Sergipe,

pp. 45-62.

Almeida F. F. M. 1977. O Cráton do São Francisco. Revista Brasileira de Geociências, 7: 285-295.

Almeida F. F. M., Hasui Y., Brito-Neves B. B., Fuck R. A. 1981. Brazilian Structural Provinces: an introduction.

Earth Sciences Reviews, 17: 1-29.

Arndt N. T. & Nisbet E. G. 1982. Komatiites. London, George Allen and Unwin. 526p.

Arndt N. T. 1994. Komatiites. In: K. C. Condie (ed), Archean Crustal Evolution. Elsevier, Amsterdam. 11-44.

Baltazar O. F. & Silva S. L. 1996. Projeto Rio das Velhas: Mapa geológico Integrado ao Supergrupo Rio das

Velhas, escala 1:100.000. Departamento Nacional de Produção Mineral/CPRM – Serviço Geológico do

Brasil, Belo Horizonte.

Baltazar O. F., Zucchetti M. 2007. Lithofacies associations and structural evolution of the Archean Rio das

Velhas greenstone belt, Quadrilátero Ferrífero, Brazil: A review of the setting of gold deposits. Ore Geology

Reviews, 32: 471-479.

Best M. G. 1982. Igneous and Metamorphic Petrology W. H. Freeman and Company, San Francisco, 630p.

Best M. G. 2003. Igneous and Metamorphic Petrology. Blackwell Science Ltd., Massachusetts, 2nd ed.729p.

Beswick A. E. 1982. Some geochemical aspects of alteration, and genetic relations. In: Komatiic suites. Ardnt N.

T. and Nisbet E. G. (ed), Komatiites, London, George Allen and Unwin. 1982. 526p.

Bowles J. F. W. 1986. The development of platinum-group minerals in laterites. Economic Geology, 81: 1278-

1285.

Bowles J. F. W., Gize A. P., Cowden A. 1994. The mobility of the platinum-group elements in the soils of the

Freetown Peninsula, Sierra-Leone. Canadian Mineralogist, 32: 957-967.

Braun J. J., Viers J., Dupré B., Polve M., Ndam J., Muller J. P. 1998. Solid/liquid REE fractionation in the

lateritic system of Goyoum, East Cameroon: the implication for the present dynamics of the soil covers of

the humid tropical regions. Geochimica et Cosmochimica Acta, 62(2): 273-299.

Bucher K. & Frey M. 1994. Petrogenesis of Metamorphic Rocks. Springer, Berlin, 6th ed. 318p.

Bucher K. & Grapes R. 2011. Petrogenesis of Metamorphic rocks. Springer, Berlin, 8th ed. 428p.

Carneiro M. A. 1992. O complexo metamórfico Bonfim setentrional: evolução geológica de um segmento

arqueano de crosta continental. Tese de doutoramento, Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo,

São Paulo, 232p.

Carneiro M. A., Teixeira W., Carvalho Jr. I. M., Fernandes R. A. 1998. Petrologia, geoquímica e geocronologia

dos diques máficos do Complexo Metamórfico Bonfim setentrional (Quadrilátero Ferrífero) e suas

implicações na evolução crustal do Cráton São Francisco Meridional. Revista Brasileira de Geociências,

28(2): 189-200.

Chemale Jr. F. Rosière C. A., Endo I. 1994. The tectonic evolution of the Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais,

Brazil. Precambrian Research, 65: 25-54.

Chemale Jr. F. Rosière C. A., Endo I. 1991. Evolução Tectônica do Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais – um

modelo. Pesquisas da Univ. Federal do Rio Grande do Sul, 18: 104-127.

Coleman R. G. 1977. Ophiolites: Ancient oceanic lithosphere. New York, Springer Verlag, 229p.


92

Costa C. S., Costa A. G., Rosière C. A. 1992. Considerações preliminares sobre a ambiência magmática das

rochas do Complexo Córrego dos Boiadeiros, Quadrilátero Ferrífero, MG. In: 37 Congresso Brasileiro de

Geologia, SBG, São Paulo, Bol. Res. Exp, 455-456.

Costa C. S. 1995. Petrogênese do corpo metaultramáfico do Córrego dos Boiadeiros, Quadrilátero Ferrífero,

Minas Gerais, Brasil. Dissertação de mestrado, Instituto de Geociências, Universidade Federal de Minas

Gerais, 172 p.

Deer W. A., Howie R. A., Zussman J. 1992. An introduction to the rock-forming minerals. Longman Scientific

& Technical, Essex, England, 2nd ed, 696p.

Derby O. A. 1906. The Serra do Espinhaço, Brazil. Journal of Geology, 14(5): 374-401.

Dorr J. V. N. II. 1969. Physiographic, stratigraphic and structural development of the Quadrilátero Ferrífero,

Minas Gerais, Brazil. U.S.G.S. Professional Paper 641(4): 1-110.

Embrapa, Serviço Nacional de Pesquisa dos Solos (Rio de Janeiro, RJ). 1997. Manual de métodos de análise de

solos. 2ª edição. Rio de Janeiro, 212p.

Endo I. & Machado R. 1998. The geologic architecture of the Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais, after

multiple transpressional and transtensional tectonic events. In: 14th

International Basement Tectonics, Ouro

Preto, 126-127.

Endo I. & Machado R. 2002. Reavaliação e novos dados geocronológicos (Pb/Pb e K/Ar) da Região do

Quadrilátero Ferrífero e adjacências. Geologia USP Série Científica, 2: 23-40.

Evans B. W. 1977. Metamorphism of alpine peridotite and serpentinite. Ann. Rev. Ear. Planet. Sci., 5: 397-447.

Evensen N. M., Hamilton P. J., O’nions R. K. 1978. Rare earth abundances in chondritic meteorites. Geochimica

et Cosmochimica Acta, 42: 1199-1212.

Fettes D. & Desmons J. 2007. Metamorphic Rocks: A Classification and Glossary of Terms. Recommendations

of the International Union of Geological Sciences Subcomission on the Systematics of Metamorphic Rocks.

Cambridge University Press, 244p.

Fonseca G. M. 2011. Petrogênese de rochas ultramáficas do Quadrilátero Ferrífero e adjacências e sua relação

genética com rochas metaultramáficas do tipo serpentinito e esteatito. Dissertação de Mestrado,

Departamento de Geologia, Escola de Minas, Universidade Federal de Ouro Preto, 87p.

Fonseca G. M. & Jordt-Evangelista H. 2013. Rochas ultramáficas plutônicas do greenstone belt Rio das Velhas

na porção central do Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais, Brasil. Revista Escola de Minas, 66(1): 67-75.

Fowler M. B., Williams C. T., Henderson P. 1983. Rare earth element distribution in a metassomatic zoned

ultramafic pod from Fiskeanaesset, West Greenland. Mineralogical Magazine, 47: 547-553.

Frey F. A., Haskin L. A., Haskin M. A. 1971. Rare-Earth Abundances in Some Ultramafic Rocks. Journal of

Geophysical Research, 76(8): 2057-2070.

Gair J. E. 1958. The Sabará Formation. In: Symposium on Stratigraphy of Minas Series in the Quadrilátero

Ferrífero, Minas Gerais, Brazil. Bol. SBG, 7(2): 68-69.

Gair J. E. 1962. Geology and ore deposits of the Nova Lima and Rio Acima quadrangles, Minas Gerais, Brazil.

U.S.G.S. Professional Paper. 341: 111p.

Gough L. P., Meadows G. R., Jackson L. L., Dudka S. 1989. Biogeochemistry of a highly serpentinized,

chromite-rich ultramafic area, Tehama Country, California. U.S. Geological Survey Bulletin, 1901: 1-24.

Goulart L. E. A., Carneiro M. A. 2008. General characteristics and lithogeochemistry of the Itaguara layered

(ultramafic-mafic) sequence, southern São Francisco Craton. Geochimica Brasiliensis, 22(1): 45-72.

Grant J. A. 1986. The Isocon Diagram – A simple solution to Gresens’equation for metassomatic alteration.

Economic Geology, 81: 1976-1982.

Grant J. A. 2005. Isocon analysis: A brief review of the method and applications. Physics and Chemistry of the

Earth, 30: 997-1004.

Gresens R. L. 1967. Composition-volume relationship of metassomatism. Chemical Geology, 2: 47-65.

Guimarães D. 1931. Contribuições à geologia do Estado de Minas Gerais. Serv. Geol. Min., Bol. 55, 36p.


93

Hall A. L., 1932. The Bushveld Igneous Complex in the central Transvaal. Geological Society South Africa

Memoir, 28: 544p.

Hallberg J.A. 1985. Geology and Mineral Deposits of the Leonora-Laverton Area, Notheastern Yilgarn Block,

Western Australia. Hesperian Press, Perth, Western Australia, 140p.

Henderson P. 1984. General geochemical properties and abundances of rare earth elements. In: Herderson P.

(ed). Rare Earth Element Geochemistry. Ed. Elsevier, Amsterdam, p. 1-32.

Herz N. 1978. Metamorphic rocks of the Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais, Brazil. U.S.G.S. Professional

Paper, 641: 1-78.

Hotz P. E. 1964. Nickeliferous laterite in southwestern Oregon and northwestern California. Economic Geology,

59: 355-396.

Irvine T. N. 1967. Chromian spinel as a petrogenetic indicator. Part 2: petrological application. Can Jour. Earth

Sci., 4: 71-103.

Irvine T. N., Baragar W. R. A. 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks.

Canadian Journal of Earth Sciences, 8: 523-548.

Jackson E. D. 1967. Ultramafic cumulates in the Stillwater, Great Dyke, and Bushveld intrusions. In: Wyllie P.

J. (ed) Ultramafic and Related Rocks, John Wiley, New York, pp. 20-38.

Jensen L. S. 1976. A new method of classifying subalcalic volcanic rocks. Ontario Division of Mines.

Miscellanous Paper, 66.

Jordt-Evangelista H. & Silva M. E. 2005. Rochas metaultramáficas de Lamim, sul do Quadrilátero Ferrífero,

MG: contribuição ao conhecimento do protólito da pedra-sabão. Revista Escola de Minas, 58(1): 11-20.

Kabata-Pendias A. 2011. Trace elements in soils and plants. Boca Raton, Florida: CRC Press. 505p.

Kretz R. 1983. Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist, 68: 277-279.

Lacerda M. P. C., Andrade H., Quéméneur J. J. G. 2002. Pedogeoquímica em perfis de alteração na região de

Lavras (MG). II – Elementos menores e elementos terras raras. Revista Brasileira de Ciência do Solo, 26:

87-102.

Ladeira E. A. 1980. Metallogenesis of Gold at the Morro Velho Mine, and in Nova lima District, Quadrilátero

Ferrífero, Minas Gerais, Brazil. University of Western Ontario, Ontario, Canada, Ph.D Thesis, 272p.

Ladeira E. A. & Viveiros J. F. M. 1984. Hipótese sobre a estruturação do Quadrilátero Ferrífero com base nos

dados disponíveis. SBG, Boletim especial nº 4, Núcleo Minas Gerais, 14p.

Lahaye Y., Arndt N. T., Byerly G., Gruau G., Fourcade S., Chauvel C. 1995. The influence of alteration on the

trace-element and Nd isotope composition of komatiites. Chemical Geology, 126: 43-64.

Lana C. C., Alkmim F. F., Armstrong R., Scholz R., Romano R., Nalini Jr. H. A. 2013. The ancestry and

magmatic evolution of Archean TTG rocks of the Quadrilátero Ferrífero province, southeast Brazil.

Precambrian Research, 231: 157-173.

Le Bas M. J., Le Maitre R. W., Streckeisen A. 1986. A chemical classification of volcanic rocks based on the

total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, 27(3):745-750.

Leake B. E., Woolley A. R., Arps C. E. S., Birch W. D., Gilbert M. C., Grice J. D., Hawthorne F. C., Kato A.,

Kisch H. J., Krivovichev V. G., Linthout K., Laird J., Mandarino J.A., Maresch W. V., Nickel E. H., Rock

N. M. S., Schumacher J. C., Smith D. C., Stephenson N. C. N., Ungaretti L., Whittaker E. J. W., Youzhi G.

1997. Nomenclature of amphiboles: report of the Subcomittee on Amphiboles of the International

Mineralogical Association Comission on New Minerals and Mineral Names. Eur. J. Mineral., 9: 623-651.

Lima F. G., Zanardo A., Navarro G. R. B. 2015. Geoquímica das rochas metamáficas e metaultramáficas da

Sequência Greenstone belt Morro do Ferro na região de Fortaleza de Minas (MG). Geochimica Brasiliensis,

29(1): 1-14.

Lobato L. M, Ribeiro-Rodrigues L. C., Vieira F. W. R. 2001. Brazil’s premier gold province. Part II: geology

and genesis of gold deposits in the Archean Rio das Velhas greenstone belt, Quadrilátero Ferrífero.

Mineralium Deposita, 36(3-4): 249-277.


94

Lobato L. M., Baltazar O. F., Reis L. B., Achtschin A. B., Baars F. J., Timbó M. A., Berni G. V., Mendonça B.

R. V., Ferreira D. V. 2005. Projeto Geologia do Quadrilátero Ferrífero – Integração e Correção Cartográfica

em SIG com nota explicativa. Belo Horizonte: CODEMIG, CD-ROM.

Loczy L. & Ladeira E. A. 1976. Geologia Estrutural e Introdução à Geotectônica. Edgar Blucher Ed., São

Paulo. 528p.

Machado N. & Carneiro M. 1992. U-Pb evidence of late Archean tectono-thermal activity in the southern São

Francisco shield, Brazil. Canadian Journal of Earth Sciences, 29: 2341-2346.

Machado N., Noce C. M., Ladeira E. A., Oliveira, O. B. 1992. U-Pb geochronology of archean magmatism and

proterozoic metamorphism in the Quadrilatero Ferrífero, southern São Francisco craton, Brazil. Geolog. Soc.

Am. Bull. 104: 1221-1227.

Machado N., Schrank A., Noce C. M., Gauthier G. 1996. Ages of detrital zircon from Archean-Paleoproterozoic

sequences: implications for greenstone belt setting and evolution of a Transamazonian foreland basin in

Quadrilátero Ferrífero, southeast Brazil. Earth and Planetary Sciences Letters, 141(1-4): 259-276.

Marshak S. & Alkmim F. F. 1989. Proterozoic contraction/extension tectonics of the São Francisco craton

region, Minas Gerais, Brazil. Tectonics, 8(3): 555-572.

Mckenzie R. M. 1972. The sorption of some heavy metals by the lower oxides of manganese. Geoderma, 8: 29-

35.

Menezes-Filho N. R., Mattos G. M. M., Ferrari P. G. 1977. Projeto Três Marias. Belo Horizonte, Convênio

DNPM/CPRM, Relatório Final, 546p.

Meschede M. 1986. A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and

continental tholeíítes with the Nb-Zr-Y diagram. Chem. Geol. Amsterdam, 56:207-218.

Millot G. & Bonifas M. 1955. Transformations isovolumetriques dans les phenomenes de laterisation et de

bauxitisation. Bulletin Service Carte Geólique Alsace et Lorraine, 8: 3-10.

Ndjigui P. D. & Bilong P. 2010. Platinum-group elements in the serpentinite lateritic mantles of the Kongo-

Nkamoua ultramafic massif (Lomié-region, South-east Cameroon). Journal of Geochemical Exploration,

107: 63-76.

Nesbitt R. W., Sun S. S., Purvis A. C. 1979. Komatiites: geochemistry and genesis. Can. Mineral., 17: 165-186.

Noce C. M. 1995. Geocronologia dos eventos magmáticos, sedimentares e metamórficos na região do

Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais. Tese de doutoramento. Instituto de Geociências, Universidade de Sâo

Paulo, São Paulo, 128p.

Noce C. M., Pinheiro S. O., Ladeira E. A., Franca C. R., Kattah S. 1992. A sequência vulcanossedimentar do

Grupo Nova Lima na região de Pieadade de Paraopeba, borda oeste do Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais.

Revista Brasileira de Geociências, 22(2): 175-183.

Oliveira S. M. B., Trescases J. J., Melfi A. J. 1992. Lateritic nickel deposits of Brazil. Mineralium deposita, 27:

137-146.

Oze C., Ferndorf S., Bird D. K., Coleman R. G. 2004. Chromium geochemistry of serpentinite soils.

International Geology Review, 46: 97-126.

O’Rouke J. E. 1957. The stratigraphic of the metamorphic rocks of the Rio das Pedras and Gandarela

Quadrangles, Minas Gerais, Brazil. University of Wisconsin, Wisconsin, United States of America. PhD

Thesis. 106p.

Padilha A. V. 1984. Formação Córrego dos Boiadeiros – uma sequência komatiitica na base do Grupo Nova

Lima, Supergrupo Rio das Velhas, Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais. In: 33º Congresso Brasileiro de

Geologia, SBG, Rio de Janeiro, Resumos, 146-147.

Pearce J. A., Gorman B. E., Birkett T. C. 1977. The relationship between major element geochemistry and

tectonic environment of basic and intermediate volcanic rocks. Earth and Planetary Science Letters., 36:

121-132.

Pomerene J. B. 1964. Geology and ore deposits of the Belo Horizonte, Ibirité and Macacos quadrangles, Minas

Gerais, Brazil. U.S.G.S. Professional Paper, 34: 1-84.

Rabenhorst M. C., Foss J. E., Fanning D. S. 1982. Genesis of Maryland soils formed from serpentinite. Soil

Science Society of America Journal, 46: 607-616.


95

Renger F. E., Noce C. M., Romano A. W., Machado N. 1994. Evolução sedimentar do Supergrupo Minas: 500

Ma. de registro geológico no Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais, Brasil. Geonomos 2(1): 1-11.

Richard L. R. 1995. Mineralogical and petrological data processing system. Minpet for Windows, version 2.02.

MinPet Geological Software, Canada.

Romano R., Lana C., Alkmim F. F., Stevens G. S., Armstrong R. 2013. Stabilization of the southern portion of

the São Francisco craton, SE Brazil, through a long-lived period of potássico magmatism. Precambrian

Research, 224: 143-159.

Roeser H. M. P. 1987. Metassomatismo de rochas metaultramáficas – a tentativa de uma quantificação. In:

Congresso Brasileiro de Geoquímica I, SBG, Porto Alegre, Anais, 217-232.

Rosière C. A. & Chemale Jr. F. 2000. Itabiritos e minérios de ferro de alto teor do Quadrilátero Ferrífero – uma

visão geral e discussão. Geonomos, 8(2): 27-42.

Schorscher H. D. 1978. Komatiitos na estrutura “Greenstone belt” Série Rio das Velhas, Quadrilátero Ferrífero,

Minas Gerais, Brasil. In: Congresso Brasileiro de Geologia 30, Recife, Resumos, 292-293.

Schorscher H. D. 1979. Evolução geotectônica e petrogenética do embasamento Arqueano do Quadrilátero

Ferrífero. Anais Acad. Bras. Ciências, 51(4): 767-768.

Schrank A., Souza Filho C. R., Roig, H. L. 1990. Novas observações sobre as rochas ultramáficas do Grupo

Quebra Osso e Formação Córrego dos Boiadeiros, “Greenstone belt” Rio das Velhas (MG). Cadernos

IG/UNICAMP, 1: 6-29.

Silva M. L. C. M. & Oliveira S. M. B. 1995. As fases portadoras do minério laterítico de níquel do Vermelho,

Serra dos Carajás (PA). Revista Brasileira de Geociências, 25(1): 69 – 78.

Sun S. S. & McDonough W. F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for

mantle composition and processes. In: Saunders A. D. & Norry M. J. (Eds.). Magmatism in ocean basins.

Geol. Soc. London Special Publication, 42: 313-45.

Taylor S. R. & McLennan S. M. 1985. The continental crust: its composition and evolution. Blackwell, 312p.

Traoré D., Beauvais A., Augé T., Parisot J. C., Colin F., Cathelineau M. 2008. Chemical and physical transfers

in a ultramafic rock weathering profile: Part 2. Dissolution vs. accumulation of platinum group minerals.

American Mineralogist, 93: 31-38.

Thompson R. N. 1982. Magmatism of the British Tertiary Volcanic Province. Scott. J. Geol., 18: 49-107.

Veiga T. M. 2011. Petrologia, geoquímica e geocronologia de rochas metultramáficas da folha Mariana (SF-

23-X-B-I) Minas Gerais. Dissertação de Mestrado, Departamento de Geologia, Escola de Minas,

Universidade Federal de Ouro Preto, 149p.

Viljoen M. J & Viljoen R. P. 1969. The geology and geochemistry of the lower ultramafic unit of the

Onverwacht Group and a proposed new class of igneous rock. Sp. Publ. Geol. Soc. S. Afr. 2:221-244.

Whitney D. L. & Evans B. W. 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist,

95: 185-187.

Wicks F. J., Whittaker E. J. W., 1977. Serpentinite textures and serpentinization. Canadian Mineralogist, 15:

459-488.

Wimpenny J., Gannoun A., Burton K. W., Widdowson M., James R. H., Gíslason S. R. 2007. Rhenium and

osmium isotope and elemental behavior accompanying laterite formation in the Deccan region of India.

Earth and Planetary Science Letter, 261: 239-258.

Winkler H. G. F. 1977. Petrogenesis of metamorphic rocks. New York, Springer Verlag, 348p.

Winter J. D. 2010. Principles of igneous and metamorphic petrology. New York, Prentice Hall, 702p.

Zuchetti M. 1998. Geoquímica dos metabasaltos do Grupo Nova Lima, Supergrupo Rio das Velhas, Quadrilátero

Ferrífero, Minas Gerais. Dissertação de mestrado, Instituto de Geociências, Universidade Federal de Minas

Gerais, 124p.

Zucchetti M., Baltazar O. F., Raposo F. O. 1996. Estratigrafia. In: Companhia de Pesquisa de Recursos

Minerais. Projeto Rio das Velhas – Texto Explicativo do Mapa Geológico Integrado, escala 1:100.000.

Departamento Nacional de Produção Mineral/CPRM – Serviço Geológico do Brasil, Belo Horizonte, pp.13-

42.


96

Zucchetti M., Baltazar O. F. (Eds.) 1998. Projeto Rio das Velhas – Texto explicativo do mapa geológico

integrado, escala 1:100.000. 2ª edição. Departamento Nacional de Produção Mineral/CPRM – Serviço

Geológico do Brasil, Belo Horizonte, Brasil, 121p.

Zucchetti M., Baltazar O. F., Raposo F. O. 1998. Estratigrafia. In: M. Zucchetti, O.F. Baltazar (Eds.), Projeto

Rio das Velhas – Texto explicativo do mapa geológico integrado, escala 1:100.000. 2ª edição. Departamento

Nacional de Produção Mineral/CPRM – Serviço Geológico do Brasil, Belo Horizonte, pp.13-42.

Zucchetti M., Baltazar O. F. 2000. Rio das Velhas Greenstone belt lithofacies associations, Quadrilátero

Ferrífero, Minas Gerais, Brazil. 31th International Geological Congress, Rio de Janeiro, Brazil, CD-ROM.

Anexos

Anexo I – Tabela contendo a localização geográfica e denominação dos

litotipos estudados

Anexo II – Tabela contendo a descrição das variações litológicas em função

da profundidade dos furos de sonda

Anexo III – Lista de abreviaturas de Minerais

Anexo IV – Tabela contendo a análise modal das lâminas delgadas deste

estudo

Anexo V – Tabela com dados de MEV-EDS

Anexo I

Tabela contendo a localização geográfica e denominação dos

litotipos estudados

Furos de sonda

Ponto Coordenadas

Litologia aflorante Em Nm

F2 617332 7775164 Serpentinito




F7 617515 7775530 Tremolita-serpentina granofels



F10 617110 7775930 Clinozoisita-actinolita granofels






















F2a 617217 7775304 Serpentinito

F4a 617217 7775058 Serpentinito

F5b 617089 7775332 Serpentinito

F9a 617450 7775075 Tremolita-serpentina granofels

F10a 617650 7775250 Tremolita-serpentina granofels

Anexo I


litotipos estudados

Afloramentos

Ponto Coordenadas

Litologia Em Nm

1 616820 7775795 Serpentinito



4 616441 7775955 Xisto Grupo Nova Lima

5 616726 7775932 Clinozoisita-actinolita granofels

6 616607 7775425 Quartzito Formação Moeda









15 617896 7775214 Esteatito

16 618296 7775678 Esteatito



19 616752 7776588 Esteatito





24 617188 7778511 Esteatito







Anexo I


litotipos estudados

Afloramentos (continuação)

Ponto Coordenadas

Litologia Em Nm



33 618145 7775925 Esteatito








41 617604 7774705 Tremolita-serpentina granofels

Anexo II

Tabela contendo a descrição das variações litológicas em função


Furo de sonda 2a

Litologia Profundidade (m)

Serpentinito 3,14 - 63,45

Tremolita-serpentina granofels 63,45 - 69, 53


Observações:

Porção mais superficial constituída por solo/saprólito.

Furo de sonda 3



Tremolita-serpentina granofels 47,90 - 61,23


Clorita-tremolita xisto 71,14 - 109,20

Observações:

25m: Corpos de Clinozoisita-actinolita granofels inseridos no serpentinito

48m: Clinozoisita-actinolita granofels altamente substituído por carbonato.

Furo de sonda 6







Observações:


Furo de sonda 7



Serpentinito 9,05 - 24

Tremolita-serpentina granofels 24 - 80,26

Clorita-tremolita xisto 80,26 - 103,74

Observações:


Anexo II



(continuação)

Furo de sonda 9





Observações:


Furo de sonda 10


Clinozoisita-actinolita granofels 5,36 - 38,62


Observações:


Furo de sonda 12



Esteatito 48,40 - 52,15


Observações:


Furo de sonda 16


Serpentinito 0,0- 48,43

Furo de sonda 21



Observações:


Furo de sonda 20



Observações:


Anexo II



(continuação)

Furo de sonda 25



Observações:


Furo de sonda 30



Esteatito 18,24 - 23,72


Observações:


Anexo II



(croqui dos furos de sonda representativos)

Anexo III

Lista de abreviaturas de minerais

Act – Actinolita

Ap – Apatita

Chl – Clorita

Chr – Cromita

Cob – Cobaltita

Cb – Carbonato

Csz – Clinozoisita

Ep – Epidoto ss.

Opq – Opacos

Phl – Flogopita

Qz – Quartzo

Mag – Magnetita

Ms – Muscovita

Pl – Plagioclásio

Pn – Pentlandita

Po – Pirrotita

Srp – Serpentina

Tlc – Talco

Ttn – Titanita

Tr – Tremolita

Zr – Zircão

Anexo IV

Tabela contendo a análise modal das lâminas delgadas deste

estudo

Rochas Metaultramáficas

Lâmina Serpentinito

Srp Opq

F3-C1-1m 95 5

F3-C3-3m 95 5

F10-C10-46m 90 10

F10-C12-53,7m 95 5

F3-C12-45,6m 90 10

F3-C12-46,1m 90 10

F3-C12-44,4m 95 5

F16-C7-30m 95 5

F26-C3-14m 90 10

MPC2-10A-1 95 5

Lâmina Esteatito

Tlc Cb Srp Tr

MPC12-C15-0,2m 75 15 5 5

Pvm33 85 15 - -

P24 90 10 - -

FS7-C24-95m 90 10 - -

P16 90 10 - -

MPC12-C4-1,4m 95 5 - -

Lâmina Clorita–tremolita xisto

Tr Chl Tlc Phl Srp Opq

F3-C19-72,4m 50 40 10 - . -

F3-C23-85,6m 40 20 30 - 10 -

F3-C26-95,5m 45 25 10 15 - 5

F3-C26-98,7m 40 20 15 20 - < 5

Anexo IV


estudo

Rochas Metaultramáficas (continuação)

Lâmina Tremolita–serpentina granofels

Tr Srp Tlc Chl Opq Ap

MPC2A-C18-2,71m 35 30 20 10 < 5 -

MPC6-C13-2,15m 45 25 20 5 < 5 < 3

MPC8a-C2-3,6m 40 30 20 5 < 5 < 3

MPC9A-C4-0,34m 35 35 25 5 - -

MPC12-C19-0,2m 35 25 35 5 < 5 -

MPC21-C4-0,75m 30 30 30 5 < 5 < 3

PC001 40 30 25 5 - -

PC002 35 40 20 < 5 < 5 -

PC003 35 30 25 5 5 -

P41 40 30 20 5 5 -

Anexo IV


estudo

Rochas Metamáficas

Lâmina Clorita-clinozoisita-actinolita granofels

Act Csz Chl Qz Pl Ttn Opq Ep Cb

F3-C13-48m - - 10 - - 5 10 40 35

F10-C1-11,7m 55 25 10 < 5 5 - < 5 - -

F10-C2-16,1m 50 15 25 5 < 5 - < 5 - -

F10-C8-36,6m 45 25 25 < 5 - < 5 < 5 - -

MPC3-C8-3m 35 35 25 < 5 < 5 - < 5 - -

MPC10-C8-1,2m 40 40 10 5 - < 5 < 5 - -

MPC25-C2-2,01m 40 35 15 < 5 < 5 < 5 - - -

P034 45 15 10 5 25 - - - -

P17 40 35 15 < 5 < 5 < 5 - - -

Anexo V

Tabela com dados de MEV-EDS

Silicatos

Lâmina F3-C26-98,7m

Tremolita

Ponto 1 2 3 4 5

SiO2 58,11 58,46 58,47 54,84 57,37

TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Al2O3 2,36 1,91 1,86 2,56 1,81

FeO 3,03 2,34 2,1 2,2 2,87

MnO 0,14 0,38 0,28 0,47 0,65

MgO 21,19 21,98 22,72 22,9 23,1

CaO 14,43 13,87 14,25 16,9 13,9

Na2O 0,58 1,06 0,32 0,13 0,2

K2O 0,16 0,00 0,00 0,00 0,1

Total 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0

Si tot. 6,503 6,436 6,363 6,355 6,503

Al tot. 2,107 2,158 2,273 2,270 2,107

Ti 0,061 0,072 0,085 0,079 0,061

Fe tot. 1,855 1,912 1,905 1,901 1,855

Fe3+ 0,564 0,629 0,538 0,626 0,564

Fe2+ 1,290 1,283 1,368 1,275 1,290

Mn 0,035 0,033 0,040 0,037 0,035

Mg 2,439 2,389 2,334 2,359 2,439

Ca 1,850 1,843 1,870 1,847 1,850

Na 0,388 0,390 0,419 0,406 0,388

K 0,113 0,120 0,135 0,137 0,113

Anexo IV


Silicatos (continuação)

Lâmina PC-002

Tremolita

Ponto 1 2 3 4 5

SiO2 56,95 54,84 55,1 58,65 57,14

TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Al2O3 1,81 2,07 2,2 1,35 2,1

FeO 3,57 3,67 5,4 1,23 1,47

MnO 0,22 0,39 0,49 0,31 0,3

MgO 20,59 21,68 21,91 23,95 22,85

CaO 16,25 16,4 13,2 13,87 15,65

Na2O 0,49 0,73 1,07 0,54 0,34

K2O 0,12 0,22 0,63 0,1 0,15

Total 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0

Si tot. 6,401 6,417 6,402 6,368 6,398

Al tot. 2,243 2,213 2,250 2,306 2,212

Ti 0,078 0,080 0,077 0,078 0,069

Fe tot. 1,874 1,884 1,902 1,872 1,860

Fe3+ 0,612 0,572 0,585 0,563 0,650

Fe2+ 1,262 1,312 1,317 1,309 1,210

Mn 0,030 0,034 0,034 0,036 0,033

Mg 2,375 2,371 2,335 2,340 2,428

Ca 1,842 1,855 1,841 1,847 1,845

Na 0,385 0,388 0,399 0,413 0,403

K 0,120 0,122 0,127 0,132 0,111

Anexo IV




Actinolita

Ponto 1 2 3 4 5 6

SiO2 55,90 56,36 55,45 55,58 56,75 56,10

TiO2 0,00 0,00 0,40 0,00 0,00 0,00

Al2O3 1,45 1,38 2,19 1,94 2,06 0,48

FeO 8,66 10,00 9,92 9,01 9,61 8,98

MnO 0,00 0,00 0,48 0,00 0,00 0,26

MgO 18,73 17,79 17,49 17,87 16,79 18,39

CaO 14,52 13,49 12,75 14,50 13,92 14,75

Na2O 0,74 0,98 1,32 1,10 0,87 1,05

K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Total 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0

Si tot. 7,833 7,889 7,742 7,850 7,998 7,943

Al tot. 0,239 0,228 0,360 0,323 0,342 0,080

Ti 0,00 0,00 0,042 0,00 0,00 0,00

Fe tot. 1,015 1,171 1,158 1,064 1,133 1,063

Fe3+ 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Fe2+ 1,015 1,171 1,158 1,064 1,133 1,063

Mn 0,00 0,00 0,057 0,00 0,00 0,031

Mg 3,913 3,712 3,640 3,763 3,527 3,882

Ca 2,180 2,023 1,907 2,194 2,102 2,238

Na 0,201 0,266 0,357 0,301 0,238 0,288

K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Anexo IV




Actinolita

Ponto 1 2 3 4 5

SiO2 55,98 56,04 55,24 54,65 56,76

TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Al2O3 0,89 1,05 2,38 3,03 2,55

FeO 9,88 9,88 10,14 11,90 8,20

MnO 0 0 0 0,75 0

MgO 17,39 17,28 16,52 16,74 18,79

CaO 14,66 14,75 14,19 12,33 13,22

Na2O 1,20 1,00 1,53 0,60 0,36

K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,12

Total 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0

Si tot. 7,978 7,979 7,878 7,577 7,797

Al tot. 0,149 0,176 0,400 0,495 0,413

Ti 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

Fe tot. 1,178 1,176 1,209 1,380 0,942

Fe3+ 0,000 0,000 0,000 0,526 0,000

Fe2+ 1,178 1,176 1,209 0,854 0,942

Mn 0,00 0,00 0,00 0,088 0,00

Mg 3,695 3,668 3,512 3,460 3,848

Ca 2,239 2,250 2,168 1,832 1,946

Na 0,332 0,276 0,423 0,161 0,096

K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,021

Anexo IV



Lâmina F3-C3-85,6m

Clorita

Ponto 1 2 3 4

SiO2 34,5 36,78 33,1 33,98

TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00

Al2O3 28,84 26,56 27,24 29,31

FeO 3,42 2,89 6,22 4,38

MnO 0,61 0,41 0,48 0,57

MgO 32,63 33,36 32,96 31,76

CaO 0,00 0,00 0,00 0,00

Na2O 0,00 0,00 0,00 0,00

K2O 0,00 0,00 0,00 0,00

Total 100,0 100,0 100,0 100,0

Si 4,011 4,252 3,915 3,968

Ti 0,00 0,00 0,00 0,00

Fe3 0,00 0,00 0,00 0,00

Fe2 0,333 0,279 0,615 0,428

Mn 0,06 0,04 0,048 0,056

Mg 5,656 5,749 5,811 5,529

Ca 0,00 0,00 0,00 0,00

Na 0,00 0,00 0,00 0,00

K 0,00 0,00 0,00 0,00

Anexo IV




Clorita

Ponto 1 2 3 4 5 6 7

SiO2 34,52 32,76 35,38 33,21 34,72 34,57 33,45

TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Al2O3 24,87 26,21 26,54 28,11 27,38 27,06 27,15

FeO 20,55 22,68 19,34 21,23 20,48 20,47 22,81

MnO 0,74 0,69 0,4 0,25 0,53 0,65 0,87

MgO 18,32 17,66 17,44 17,2 16,89 17,25 15,72

CaO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Na2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Total 99,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0

Si 4,366 4,154 4,401 4,158 4,324 4,311 4,23

Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Fe3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Fe2 2,174 2,405 2,012 2,223 2,133 2,135 2,412

Mn 0,079 0,074 0,042 0,027 0,056 0,069 0,093

Mg 3,454 3,338 3,234 3,211 3,135 3,207 2,964

Ca 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Na 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

K 0,00 0,00 0,143 0,00 0,00 0,00 0,00

Anexo IV




Flogopita

Ponto 1 2 3 4 5

SiO2 41,52 38,67 43,03 43,75 41,63

TiO2 1,55 1,64 1,02 0,94 0,88

Al2O3 12,08 14,7 11,23 14,31 17,22

FeO 12,95 16,15 13,02 7,8 6,51

MnO 0,62 1,32 0,98 0,3 0,45

MgO 21,85 19,04 22,14 23,44 23,67

CaO 0,00 0,09 0,14 0,00 0,00

Na2O 0,9 0,75 0,84 0,71 0,66

K2O 8,53 7,64 7,6 8,75 8,98

Total 100 100 100 100 100

Si 5,819 5,506 5,992 5,934 5,636

Ti 0,163 0,176 0,107 0,096 0,090

AlIV

1,995 2,467 1,843 2,066 2,364

AlVI

0,00 0,00 0,00 0,221 0,384

Fe2 1,518 1,923 1,516 0,885 0,737

Mn 0,074 0,159 0,116 0,034 0,052

Mg 4,565 4,042 4,596 4,739 4,777

Ca 0,00 0,014 0,021 0,00 0,00

Na 0,245 0,207 0,227 0,187 0,173

K 1,525 1,388 1,350 1,514 1,551

Fe/(Fe+Mg) 0,25 0,32 0,24 0,15 0,13

Anexo IV



Lâmina P034

Plagioclásio

Ponto 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15

SiO2 69,08 69,44 69,55 69,35 68,93 69,59 69,32 68,99 68,13 69,78 69,33 68,68 69,34 69,57 69,04

Al2O3 20,26 19,33 18,93 19,75 19,8 18,37 18,78 18,95 20,41 18,31 18,85 20,76 18,96 19,34 19,62

CaO 0,59 0,41 0,44 0,61 0,59 0,46 0,85 0,78 0,84 0,33 0,92 0,75 0,86 0,36 0,72

Na2O 10,07 10,82 11,09 10,29 10,68 11,58 11,05 11,29 10,62 11,57 10,9 9,81 10,84 10,72 10,63

K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Total 100,0 100,0 100,01 100,0 100,0 100,0 100,0 100,01 100,0 99,99 100,0 100,0 100,0 99,99 100,01

Si 11,989 12,077 12,109 12,044 11,997 12,143 12,09 12,046 11,878 12,168 12,087 11,92 12,083 12,091 12,017

Al 4,141 3,959 3,881 4,039 4,058 3,775 3,857 3,897 4,191 3,76 3,87 4,243 3,891 3,959 4,022

Ca 0,11 0,076 0,082 0,114 0,11 0,086 0,159 0,146 0,157 0,062 0,172 0,139 0,161 0,067 0,134

Na 3,389 3,649 3,744 3,465 3,604 3,918 3,737 3,822 3,59 3,912 3,685 3,301 3,663 3,613 3,588

K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Ab 97 98 98 97 97 98 96 96 96 98 95 96 96 98 96

An 3 2 2 3 3 2 4 4 4 2 5 4 4 2 4

Or 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Anexo IV


Sulfetos


Pirrotita

Ponto 1 2

FeO 43,8 47,2

NiO 2,1 0,7

SO3 54,1 52,1

Total 100,0 100,0


Pentlandita

Ponto 1

FeO 21,4

NiO 24,9

SO3 53,7

Total 100,0


Pentlandita

Ponto 1 2

FeO 14,6 15,2

NiO 26,6 27,7

SO3 58,8 57,1

Total 100,0 100,0


Cobaltita

Ponto 1 2 3

FeO 3,1 2,9 3,6

NiO 6,4 4,8 5,8

CoO 22,1 24,1 22,3

SO3 30,6 30,9 30,7

As2O3 37,8 37,3 37,6

Total 100,0 100,0 100,0

Anexo IV


Óxidos


Magnetita

Ponto 1 2 3 4 5 6 7

FeO 98,8 72,6 85,5 100 100 100 100

Cr2O3 - 27,4 14,5 - - - -

MgO - - - - - - -

V2O5 1,2 - - - - - -

Total 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0


Magnetita

Ponto 1 2 3

FeO 84,9 80,9 79

Cr2O3 12,4 19,1 21

MgO 2,7 - -

V2O5 - - -

Total 100,0 100,0 100,0


Cromita

Ponto 1 2 3 4 5

FeO 57,6 45,7 46,1 52,3 49,4

Cr2O3 37,7 38,9 38 42,4 41,6

Al2O3 1,3 11,1 13,1 1,2 2,2

MgO 3,4 4,3 2,8 4,1 6,8

Total 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0

F3-C12-46,1m

Cromita

Ponto 1 2 3 4 5

FeO 48,2 43,9 46,9 45,4 42,4

Cr2O3 38,3 39,9 38 36,4 38,5

Al2O3 8,4 13,1 12,4 13,7 12,1

MgO 5,1 3,1 2,7 4,5 7

Total 100 100 100 100 100

dissertaÇÃo de mestrado - repositorio.ufop.br‡Ão... · petrogênese e geoquímica de rochas...

Documents